WYDZIAŁY POLITECHNICZNE KRAKÓW

BIBLIOTEKA GŁÓWNA

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Biblioteka Politechniki Krakowskiej

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Die Kalksinterterrassen der heißen Quellen yon Hierapolis

in Kleinasien, etwa 200 km OSO von Smyrna.

Nach einer photographischen Originalaufnahme von Prof. Karl Mayreder (1905).

LEHRBUCH

DER

GEOLOGIE.

EIN LEITFADEN FÜR STUDIERENDE

VON

DK FRANZ VON TOULA,

K. K. HOFRAT, O. 5. PROFESSOR DER GEOLOGIE AN DER K. K. TECHNISCHEN HOCHSCHULE

IN WIEN I. R.

DRITTE AUFLAGE.

MIT EINEM TITELBILDE, 471 ABBILDUNGEN IM TEXTE, EINEM ATLAS VON 30 TAFELN (MIT ETWA 600 FIGUREN) UND ZWEI GEOLOGISCHEN KARTEN.

WIEN UND LEIPZIG

ALFRED HÖLDER

K. U. K. HOF- UND UNIVERSITÄTS-BUCHHÄNDLER BUCHHÄNDLER DER KAISERLICHEN AKADEMIE DER WISSENSCHAFTEN

KRAKÓW 1

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Alle Rechte, insbesondere auch das der Übersetzung, Vorbehalten.

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DEM ANDENKEN

AN SEINEN

UNVERGESZ LICHEN LEHRER, FREUND UND VORGÄNGER IM LEHRAMTE

JE FERDINAND von HOCHSTETT'ER

GEWIDMET

VOM VERFASSE]*:.

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Vorwort zur ersten Auflage.

Als ich an die Ausarbeitung des vorliegenden Buches schritt, gedachte ich vor allem meiner Zuhörer. Ich wollte ihnen, in möglichst gedrängter Form und anschließend an den Unterrichtsgang der Vorschule,¹) einen Leitfaden bei ihren Studien an die Hand geben. Bilder, Profildarstellungen sollten, wo es nur anging, das Wort ersetzen, Tabellen die Übersicht erleichtern; die Vorstellung der charakteristischesten Fossilien sollte durch Abbildung derselben vermittelt, die paläontologischen Ausführungen aber in die Tafelbeschreibungen gelegt werden. Bibliographische Angaben sollten vermieden werden. Der Vertiefung Suchende findet sie ja in unseren trefflichen großen Lehrbüchern in deutscher, englischer und französischer Sprache, die durch den Leitfaden nicht ersetzt werden können. H. Credners Elemente der Geologie (8. Auflage, Leipzig 1899), W. v. Gümbels Grundzüge der Geologie (Kassel 1888), E. Kay sers zweibändiges Lehrbuch (Stuttgart 1891 und 1893), A. Geikies Textbook of Geology (London 1885) und A. de Lap parents Traité de Géologie (Paris 1900) bieten in dieser Beziehung sehr viel, aber auch E. Brüekn'ers Neubearbeitung des geologischen Teiles der allgemeinen Erdkunde (Leipzig 1898), Günthers Geophysik (2. Aufl., 1897—1899), A. Pencks Morphologie der Erdoberfläche (Stuttgart 1894) und A. Supans Grundzüge der physischen Erdkunde (Leipzig 1896) sind überaus reich an Literaturangaben.

Jetzt, wo mein Leitfaden vollendet vorliegt, sehe ich, daß er doch umfangreicher geworden ist, als er mir vorschwebte, und ich wünschte gar manches anders und besser. Ich tröste mich dabei mit dem Gedanken, daß es auch anderen in ähnlichem Falle so ergangen

Vi sein mag¹, und ich hoffe, daß es mir, sollte ich in die Lage kommen, ein nächstes Mal, mit Hilfe freundlicher Ratschläge, besser gelingen werde. Bei der Ausstattung des Buches hat mir der Herr Verleger keinen Wunsch versagt. Zum größten Teile sind die Illustrationen neu angefertigt worden, die französischen Profile z. B. nach den A. de Lapparentschen, manche andere nach W. v. G ü mb eis Darstellungen, einige sind dem erwähnten Leitfaden, eine Anzahl der Pr. v. Hauerschen Geologie (Wien, bei A. Holder) entnommen. Auch die mir wünschenswert scheinende Beigabe zweier geologischer Karten hat der Herr Verleger mir ermöglicht. Für die Erdkarte lag‘ die der J. Geikieschen Abhandlung (The Evolution of climats 1890) beigegebene Karte von J. G. Bartholomew mit zugrunde. Daß ich auch die Berghaussche Karte mit benützte, ist selbstverständlich. Für die Karte von Mittel- und Westeuropa durfte ich die neue „Carte géologique internationale de FEuropa“ zur Grundlage nehmen. — Allen Freunden und Fachgenossen, welche mich bei meiner Arbeit mit Rat und Tat unterstützten, sage ich an dieser Stelle verbindlichen Dank, ebenso meinem Assistenten Herrn J. Porsche, der mir bei den Korrekturarbeiten eifrig zur Seite stand und das Register zusammenstellte.

Wien, am Pfingstsonntag 1900.

Vorwort zur zweiten Auflage.

Die neue Auflage soll die Anlage des Buches, das als ein „Leitfaden“ gedacht war, beibehalten. Wenn der Umfang größer geworden ist, so entspricht dies zum Teile den mir bekannt gewordenen Wünschen und Fingerzeigen, zum Teile aber auch den Fortschritten der Forschungsarbeit. Ein Hauptgewicht habe ich auf die Vermehrung der Illustrationen gelegt, in der Überzeugung, daß eine Profildarstellung unter Umständen langatmige Auseinandersetzungen ersparen kann. Mein Verleger hat in dieser Beziehung jedem meiner Wünsche entsprochen. Zu großem Danke bin ich aber auch der Redaktion des „Führers für die geologischen Exkursionen beim IX. Internationalen Geologenkongresse, Wien 1903“ (meinem verehrten Freunde Bergrat Dr. Fr. Teller) verpflichtet für die Überlassung einer größeren Anzahl von Abbildungen. Pflichtgemäß habe ich die Quellen, aus denen ich geschöpft, an jeder Stelle getreulich angegeben. Eine Anzahl der neuen Bilder sind nach dem inhahreichen Werke: „Bau und Bild Österreichs“ von K. Diener, Rudolf Ho ernes, Fr. Ed. Sueß und Viktor Uhli g hergestellt worden (Wien, Leipzig 1903; Verlag von

F. Tempsky— G. Frey tag), da gerade die österreichischen Verhältnisse naturgemäß eine besondere Berücksichtigung finden sollten. Gerne hätte ich die geologische Weltkarte neu gearbeitet, mußte mich jedoch im Drange der Arbeit auf einige Neueintragungen beschränken. Die Tafeln blieben unverändert, doch wurden die Tafelerklärungen den bildlichen Darstellungen gegenübergestellt. Bei der Korrektur-arbeit stand mir der Adjunkt meiner Lehrkanzel, Herr Dr. J. Porsche, auch diesmal helfend zur Seite. Einige VerbesserungsVorschläge verdanke ich den Herren Kollegen E. Holzapfel und J. J. Jahn.

Möchte es dem Buche beschieden sein, zu älteren Freunden neue zu gewinnen.

Wien, am Palmsonntag 1906.

Franz Toula.

Im Oktober des vorigen Jahres erging an mich von Seite meines Verlegers die Aufforderung, eine neue Auflage vorzubereiten. Eine geraume Zeit ist verflossen, seit die zweite Auflage erschien. Das machte eine gründliche Umarbeitung und Vermehrung des Textes notwendig. Offen muß ich gestehen, daß mir diese Neuauflage in so kurzer Zeit fertig zu bringen nicht möglich geworden wäre, wenn Herr Professor Dr. Josef Porsche mir nicht unermüdlich und hingebend helfend zur Seite gestanden wäre, wofür ich ihm meinen innigsten Dank auszusprechen mich verpflichtet fühle.

Friesach, im September 1917.

Franz von Toula.

Inhalt.

Seite

Einleitung

Geschichtlicher Überblick über die Entwicklung der Geologie . . . Geologische Literatur.....................

I. Abteilung. Allgemeine Geologie.

A. Die Erde als Planet

10

V. 13

B.    Die einzelnen Glieder des Erdganzen

1. Die Atmosphäre 13. 2. Die Hydrosphäre 15. 3. Die Lithosphäre 21. 4. Das Erdinnere 24.

C.    Die Wechselwirkungen der einzelnen Glieder des Erdganzen auf

einander (dynamische Geologie) ............

1.    Die Keaktionen des Erdinnern gegen die Oberfläche . .    28

Vulkanische Erscheinungen 28. Fumarolen, heiße Quellen usw. 51.!

Die seismischen Erscheinungen 56. Niveauveränderungen, He,-' ; bungen und Senkungen des Bodens 64. Gebirgsbildung 68.

2.    Die geologischen Wirkungen des Wassers

28

70

Der Kreislauf des Wassers 70. Die chemischen Wirkungen des Süßwassers 74. Die mechanischen Wirkungen des Süßwassers 87. Die mechanischen Wirkungen des Meeres 109.

Das gefrorene Wasser 114. Die Gletscher 115.

Die geologischen Wirkungen der bewegten Luft ..... 124

. .. 128

Geologische Wirkungen der Organismen

Schauplatz des organischen Lebens 128. Versteinerungen 129. Phytogene Bedungen 132. Zoogene Bildungen 133. Korallen-, riffbildungen 134.

11. Abteilung. Spezielle Geologie.

A. Petrographie

139

Gesteinsanalyse 142. Die wichtigsten gesteinsbildenden Mineralien 148—156. Die Strukturverhältnisse 156. Die Absonderung der Gesteine 160. Technische Untersuchung der Gesteine 160—168.

Seite

168

I. «) Die kristallinischen Massengesteine..........

Tabellarische Übersicht über die kristallinischen Massengesteine 167. Granit 168. Syenit 171. Diorit 172. Diabas 173. Quarzporphyr 174. Porphyrite 175. Trachytische Gesteine 176.

Die Basalte 180. Die feldspatfreien jüngeren Ausbruchsgesteine 183.

I. b) Die (kryptogenen) kristallinischen Schiefergesteine . . 185 Gneis 185. Glimmerschiefer 188. Hornblendeschiefer und Phyl-lite 188.

II.    Die einfachen kristallinischen Gesteine

III.    Die klastischen Sediment- oder Trümmergesteine . . . 194

1. Die losen Trümmergesteine 194    2. Die gebundenen Trümmer

gesteine 196. Sandsteine 197. Schlammgesteine 198. 3. Die vulkanischen Trümmergesteine 202.

IV.    Die organogenen Gesteine................

1. Die zoogenen Sedimentgesteine (Kalksteine usw.) 202.    2. Die

phytogenen Sedimentgesteine (Kohlen usw.) 207. Die Kohlenwasserstoffe 212.

190

202

B. Geotektonik oder die Lehre von der Lagerung der Gesteine und

vom Gebirgsbau . ...................

Normale Lagerung 215. Schichtflächen 216. Decken und Ströme 219. Kuppen 219. Ungestörte und gestörte (dislozierte) Lagerung 220. Falten 223. Verwerfungen 225. Gänge 228. Stöcke 230. Flexuren 232. Faltenüberschiebung usw. 234. Das Alter der Gesteine.....................

215

242

Gebirgsbau

244

1. Vulkanische Kuppen- oder Kegelgebirge 250. 2. Aufschüttungs gebirge 250. 3. Bruch-und Schollengebirge 251. 4. Faltungsoder Faltengebirge 252. 5. Rumpfgebirge 254.

0. Stratigraphie oder die Beschreibung der Formationen und Schichten 256

Übersicht über die Klassen des Pflanzenreiches...........

Übersicht über die Klassen des Tierreiches ............

Tabellarische Übersicht über das Auftreten der wichtigsten Klassen und Ordnungen der Organismen.................

Erstes Zeitalter: Die azoische oder archäische Ära oder die Urzeit der Erde...................

Zweites Zeitalter: Die paläozoische Ära oder das Altertum

der Erde ...........

Gliederung der primären Formationen

Die wichtigsten Pflanzen- und Tierformen der paläozoischen Ära

(Tafel I—VII)........................

1. Das Kambrium.................. . .

Gliederung des Kambrium 288.

259

261

269

270

. 280

282

283

286

Seite

2.    Das Silur......................» .

Gliederung des Silur 291.

3.    Das Devon.......................

Gliederung des Devon 302, 303.

4.    Das Karbon ......................

Gliederung des Karbon und Perm 322, 323.

5.    Das Perm oder die Dyas.................

Drittes Zeitalter: Die mesozoische Ä ra oder das Mittelalter

der Erde.........................

Gliederung der sekundären Formationen.............

1.    Die Trias........................

Gliederung der Triasformation 340.

Die deutsche Trias 339. Die alpine Trias 346.

2.    Die Juraformation....................

Gliederung der Juraformation 370, 371.

A. Der schwarze Jura (Lias) 369, B. Der braune Jura (Dogger) 375. C. Der weiße Jura (Malm) 378.

3.    Die Kreideformation . . . ................

Gliederung der Kreideformation 392, 393.

A. Die untere Kreide 390. B. Die obere Kreide 396.

Einige der wichtigsten Tierformen der mesozoischen Periode . . . 407

290

296

304

324

336

337

338

365

386

Viertes Zeitalter: Die Neuzeit der Erde, die käno- oder

neozoische Ära................... . . .

1. Das Tertiär.......................

414

414

415

Gliederung der känozoisehen Formationen .

Gliederung des Alttertiär 418, 419.

A. Das Paläogen (Alttertiär 424, Eocän 425 und Oligocän 431) 423

Gliederung des Neogen 442, 443.

Säugetiere des Alttertiär............

B. Das Neogen (Miocän 441 und Pliocän 457) . . . Säugetiere des Neogen 466.

2. Das Quartär...................

1. Das Diluvium 473. Die diluvialen Säugetiere 490. Gliederung des europäischen Diluviums 494, 495. Der diluviale Mensch 502.

438

. . 441

473

2. Das Alluvium 507.

Sachregister

513

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Einleitung.

Geologie heißt wörtlich die Wissenschaft von der Erde; dar-unter ist jedoch nicht eine allgemeine Erdkunde zu verstehen. Diese hätte die Erde auch als Planeten oder als kosmisches Individuum, sie hätte aber auch alle Teile des Erdganzen: die Atmosphäre, das Wasser, das feste Land, mit den Pflanzen, Tieren und Menschen zu behandeln. Der Begriff der Geologie ist daher zu beschränken auf die Wissenschaft von der Zusammensetzung und der Entstehungsgeschichte der Erde.

Geographie (wörtlich Erdbeschreibung) ist die Wissenschaft von der Erde in ihrem gegenwärtigen Zustande, während sich die Geologie vorzugsweise mit der Bildung und allmählichen Entwicklung der Erde in vorgeschichtlicher Zeit zu befassen hat. Da wir jedoch auf die Bildungsgeschichte der Erde nur aus dem gegenwärtigen Zustande und aus den gegenwärtigen Vorgängen schließen können, so stehen beide Wissenschaften im engsten Zusammenhänge und bilden mit der astronomischen Geographie zusammen den Inhalt der allgemeinen Erdkunde.

Dieser könnte man somit folgende Einteilung geben:

I. Astronomie, mathematische Geographie.

II. Geographie.

A.    Geographie des Unorganischen (physikalische Geo

graphie).

a)    Die Lehre von der Atmosphäre (Meteorologie und Klimato

logie).

b)    Die Lehre vom Wasser (Hydrologie).

c)    Die Lehre vom festen Lande (Physiographie, Orographie,

Morphologie der Erdoberfläche).

B.    Geographie des Organischen (biologische Geographie).

a)    Pflanzengeographie.

b)    Tiergeographie.

c)    Historische Geographie (Anthropogeographie).

III. Geologie.

Zum Verständnisse der Geologie sind die Hauptlehren der mathematischen und physikalischen Geographie unumgänglich notwendig. Die Zusammenfassung dieser Lehren für die Zwecke der Geologie bildet den ersten Teil dieser Wissenschaft: die allgemeine Geologie. Ihr folgt als zweiter Teil: die spezielle Geologie oder die Lehre von der Zusammensetzung der Gesteine (Gesteinslehre oder Petrographie), dem inneren Baue (Lehre vom Gebirgsbaue oder Geotektonik) und der Bildung der festen Erdkruste (Entwicklungsgeschichte der Erde: Lehre vom Schichtenhaue, historische Geologie oder Stratigraphie).

Derjenige Teil der geologischen Wissenschaft, welcher liier als spezielle Geologie bezeichnet ist, wird von manchen auch Geognosie genannt, was wörtlich die Kenntnis von der Erde bedeutet.

Geschichtlicher Überblick über die Entwicklung der Geologie.

Die Geologie ist als Wissenschaft eine der jüngsten Naturwissenschaften. Im Altertum waren es vielfach kosmo- und geogenetische Vorstellungen, welche die Denker beschäftigten.

Die Schöpfungsgeschichte der Heiligen Schrift, die Sintflut- („ Sündflut “-) Sagen asiatischer Völker sind Beispiele hiefür. (Das Izdubar-Epos aus dem 3. Jahrhundert v. Chr. ist mit Sturmfluten und Wirkungen von Wirbelstürmen [Zyklonen] in Verbindung gebracht worden.)

Thaies von Milet (6. Jahrhundert v. Chr.) erklärte, alles, was die Erde zusammensetze, sei aus dem Wasser entstanden. Xenophanes von Kolophon (6. Jahrh. v. Chr.) schloß aus in Steinen eingeschlossenen Seetierresten auf einen ehemalig schlammartigen Zustand am Grunde des Meeres, Hero dot (5. Jahrhundert v. Chr.) aus den Funden von fossilen Seemuscheln auf die früher weitere Verbreitung des Meeres überhaupt. Die Überschwemmungen des Nil führten ihn zu Erörterungen über die F ortschritte der Ausfüllung des arabischen Golfes durch Schlammabsätze. (Neptunistische Ideen.) Hera klit (ungefähr 500 v.Chr.) dagegen und andere, wie Empedokles von Agrigent (492—432 v.Chr.) und Zenon (350—264 v.Chr.), welche Gelegenheit hatten, Vulkane kennen zu lernen, bildeten, von dem Feuer als Urstoff ausgehend, die Vorstellung aus, weite Länder könnten aus dem Meere emporrücken und Avieder darunter verschwinden, und zwar unter der Wirkung vulkanischer Tätigkeit. (Plutonische Theorien.) Aristoteles (384—322 v. Chr.) dachte förmlich an ein rhythmisches, ungemein langsames Wechseln von Festland und Meer und Strabo (geb. 63 v. Chr.) bildete diesen Gedanken weiter aus: Landmassen erheben sich und versinken wieder; im Innern aber wirkt das Feuer, welches sich durch austretende Dämpfe und heiße Quellen zu erkennen gibt.

Auf diese Fülle von Vorstellungen folgt eine lange Pause. Nur bei den Arabern (vom 8. bis ins 11. Jahrhundert n. Chr.) finden wir spärliche Spuren geologisch-naturwissenschaftlichen Denkens (z. B. bei Avicenna [Ihn Sina], einem arabischen Arzte). Aristoteles und die Mosaische Schöpfungsgeschichte beherrschten die Vorstellungen der Scholastiker. Dann aber, an der Wende des 15. und am Anfänge des 16. Jahrhunderts, folgte ein neues Erwachen infolge des Bergbaubetriebes und der technischen Arbeit überhaupt.

Leonardo da Vinci (1452—1519) fand bei Kanalbauten in Oberitalien fossile Muschelschalen und erklärte sie, wie 2000 Jahre vorher Xenophanes und Herodot, für Überreste von Muscheltieren. Ähnlich so sprach auch Fracastoro (1517) Muscheln, die beim Festungsbau in Verona gefunden worden waren, als Meeresmuscheln an. Wenn jener die Meinung, sie könnten unter dem Einfluß der Sterne im Innern der Erde entstanden sein, zurückwies, so dieser die Möglichkeit, daß man dabei an die „Sündflut“ denken dürfe, die ja eine Süß Wasserüberflutung gewesen sei, sowie auch die arabische Vorstellung (des Ibn Sina), sie könnten durch eine vis plastica (eine hypothetische „formbildende“ Kraft) hervorgebracht sein.

Nach 1500 erschien das deutsche Bergbüchlein. (Basilius Valentin wird als sein Autor betrachtet.)

Agricola (Georg Bauer, 1494—1556), der gelehrte sächsische Bergarzt, „die Zierde Deutschlands und seiner Zeit“, ward zum Begründer der mineralogischen Wissenschaften, indem er, aus den Schriften der Alten und aus der Erfahrung schöpfend, außer seinen berg- und hüttentechnischen Schriften grundlegende Anschauungen sowohl über geophysikalische Fragen, und zwar über Hydrographie, Erdbeben, Vulkanausbrüche, Gebirgs- und Gesteinsentstehung, als auch über die Mineralien und Felsarten verbreitete.

Der Däne N. Steno (Steen oder Stenson, 1638—1686), der lange als Arzt und Lehrer der Anatomie in Padua und später als großherzoglicher Leibarzt in Florenz wirkte, erkannte fossile Haifischzähne, verglich fossile mit lebenden Schaltieren, erörterte das Wachstum und die Kristallbildung von Ganggesteinen und Felsarten, entwarf ein geologisches Profil durch den gefalteten Apennin und besprach die in langen Zeiträumen sich vollziehenden Hebungsvorgänge.

Martin Lister erkannte schon 1671, daß gewisse Versteinerungen immer in bestimmten Gesteinsschichten, in verschiedenen Gesteinslagen aber verschiedene Muschelformen auftreten; freilich hielt er diese Versteinerungen für Zufallsbildungen (Naturspiele). Er hat weiter schon 1684 den Vorschlag gemacht, die räumliche Ausdehnung der verschiedenen Gesteine auf Karten durch bestimmte Farben zu bezeichnen („Mineral Maps“).

Robert Hooke (1638—1703) hat in seinen „Posthumous Works“ (1705) die Überzeugung ausgesprochen, daß die Versteinerungen die Überreste ausgestorbener Tiere seien, und verglich sie mit heutigen tropischen Arten. England müsse einst meerbedeckt in den Tropen gelegen haben; die Veränderung der klimatischen Verhältnisse erklärte er durch die Annahme, daß die Neigung der Erdachse gegen die Ebene der Erdbahn sich geändert habe infolge der Verrückung des Schwerpunktes der Erde. Wiederholt sei England über das Meer erhoben und dann wieder überflutet worden. Es sei möglich, aus den Fossilien der verschiedenen Gesteinsschichten zu einer Chronologie der Versteinerungen zu gelangen (vom ersten Schöpfungstage bis zur Sündflut).

John Ray (1628—1705) erörterte (1693) die Übereinstimmung der Küsten bei Dover und Calais, welche auf einen ehemaligen Zusammenhang deuten, und erklärte die Entstehung der Straße von Calais durch die Wirkung der Fluten.

G. W. v. Leibniz (1646 —1716) entwickelte (1683) geogenetisehe Vorstellungen, wonach die Erde, einst eine Sonne, später erkaltete und sich

mit einer Kruste, einer Schlackenrinde umgab. („Protogaea“, 1749. —- Sein Vorläufer in dieser Vorstellung war René Descartes 1641.)

Gr. L. Graf von Buffon (1707—1788) hat zuerst 1743 in einem Vortrage geistreiche hypothetische Vorstellungen über die Entwicklungsgeschichte der Erde ausgesprochen. („Les époques de la nature“, 1778.) Er stützte dieselben auf Experimente mit glühenden und dann sich abkühlenden eisernen Kugeln und auf die „Tatsachen“: Form der Erde, Erd- und Sonnenwärme, Schmelzbarkeit der Felsarten, Funde von Seemuscheln bis 2000 Klafter über dem jetzigen Spiegel des Meeres. Aus jenen Abkühlungsversuchen berechnete er das Alter der Erde vom Schmelzflußzustande bis heute auf etwa 75.000 Jahre. Er stellte bis zum Auftreten des Menschen sechs Perioden auf. Nach 93.000 Jahren werde die Erde in unserer Breite auf den Gefrierpunkt abgekühlt sein.

Immanuel Kant (1724—1804) gab 1755 in seiner „Allgemeinen Naturgeschichte des Himmels“ eine Theorie über die Entstehungsgeschichte des Sonnensystems : Ballung der Sonnensubstanz und Abtrennung der plane-taren Massen infolge der Zentrifugalkraft. P. S. Laplace entwickelte eine ganz ähnliche Theorie 1796: „Exposition du système du monde“.

J. G. Lehmann gab 1756, gestützt auf seine als Bergmann im Harzgebiete gemachten Erfahrungen, einen „Versuch einer Geschichte von Flözgebirgen“ heraus, in welchem er den „mit der Entstehung der Welt zugleich gewordenen, also ältesten Bergarten“, den „Ganggebirgen“, das durch Zusammenschwemmungen entstandene „Flözgebirge“ gegenüberstellte; dieses kann nicht allein der großen Flut („Sündflut“) zugeschrieben werden, sondern es haben sich „in den aufeinanderfolgenden Zeiten viele dergleichen Veränderungen zugetragen“.

G.    Ch. Füchsel hat zuerst 1762 und später 1773 in seinem „Entwurf zur ältesten Erd- und Menschengeschichte“ in Thüringen nicht weniger als 14 bestimmt zu unterscheidende Stufen des Flözgebirges festgestellt und den Versuch gemacht, dieselben auf einer geognostischen Karte und in Durchschnitten zur Darstellung zu bringen. (Die älteste geognostische Karte überhaupt hat Ohr. Packe 1743 über einen Teil von Kent verfaßt.) Füchsel hat weiter die unter gleichen Verhältnissen nacheinander gebildeten Erdschichten unter dem Begriffe „Formationen“ zusammengefaßt und als je „eine Epoche der Geschichte der Erde“ bezeichnet.

H.    B. Saussure (1740—1799) stellte in seinen „Voyages dans les Alpes“ (1779—1796) eine Fülle von Beobachtungen zusammen, die er in den zentralen Westalpen angestellt hatte. Er war es, der zuerst die fremdartigen Gesteinsblöcke im Juragebirge erkannte und ihre Herkunft aus der Zentralkette der Alpen bewies.

Ira Jahre 1765 erfolgte die Gründung der Bergakademie zu Freiberg in Sachsen, 1770 jene zu Schemnitz in Ungarn.

Abraham Gottlob Werner (1750—1817), seit 1780 Professor zu Freiberg, stellte die grundlegenden tektonischen Begriffe fest: Hangend- und Liegendschichte,Streichen und Verflachen der Schichten, Gleichförmigkeit(Kon-kordanz), Ungleichförmigkeit(Diskordanz) und übergreifende Lagerung (Trans-gredenz) der Gebirgsglieder. Er gründete darauf die Bestimmung des relativen Alters. Zwischen „Urgebirge“ und Flözgebirgeschob er das „Übergangsgebirge“ ein (1796). Außerdem unterschied er das angeschwemmte und das vulkanische

Gebirge. Den Basalt betrachtete er als auf nassem Wege gebildet („Neptunist“) und durch Kohlenbrände umgeschmolzen (1788). Sein Schüler J. K. W. Voigt (1752—1821) vertrat dagegen die Anschauung von der vulkanischen Natur des Basalts und gab 1792 eine „Praktische Gebirgskunde“, das erste selbständige Lehrbuch der Geognosie, heraus. (J. Et. Guet tard [1715 bis 1786] hatte schon 1752 die vulkanische Natur des Mont d’Or und des Puy de Dôme und anderer derartiger Berge in der Auvergne richtig erkannt. — Streit der Neptunisten und Vulkanisten oder Plutonisten.)

James Hutton (1726—1797) gab 1788 und 1795 in seiner „Theory of the Earth“ eine Fülle von Beobachtungen über die Massen- und Ausbruchsgesteine. Er sprach die ersteren als unterirdisch, infolge der Erdwärme und unter hohem Drucke geschmolzene und langsam erstarrte Laven an („Plutonist“). Er wies hin auf die Gangbildung der Eruptivgesteine und der gra-nitischen Gesteine und auf die Einwirkung der Durchbrüche auf die durchbrochenen Gesteine (Kontaktwirkungen).

James Hall (1761—1832)suchte (1800) Huttons Vorstellungen durch Schmelzversuche zu beweisen und versuchte zu zeigen, daß die Schmelzungsprodukte je nach der Schnelligkeit der Abkühlung glasartig oder kristallinisch erstarren. Später (1806) bewies er, daß Kreide, fest eingeschlossen, geschmolzen werden könne, ohne die Kohlensäure abzugeben, und daß die geschmolzene Masse beim langsamen Erstarren einem krisallinischen Kalkstein ähnlich werde.

Werners hervorragendster Schüler war Leopold von Buch (1774—1853). 1797 bis 1799 bereiste er die Alpen und Italien bis Neapel (Vesuv), 1802 die Auvergne. (Zweifel an der Wernerschen Vorstellung über die Natur der Basalte und das Wesen des Vulkanismus.) Reisen in Skandinavien -folgten 1806—1808. Hier beobachtete er die Granitgänge im Kalkgestein und die Kontakterscheinungen an den Grenzen. Die langsame Hebung des südlichen Skandinavien wurde von ihm als zu Recht bestehend angenommen. (Anders Celsius hatte schon 1743 das Sinken des Meeresspiegels im bottnischen Meerbusen [Hebung des Festlandes] nachgewiesen). Bereisung der kanarischen Inseln (1815): Unterscheidung von zentralen „Aufschüt-tungs“- und mantelförmigen „Erhebungs“-Kratern. Über den Bau und die Entstehung der Alpen enthalten schon die Berichte über die Reisen durch Deutschland und Italien (I, 1802) grundlegende Darstellungen: Zonenbau der Alpen, über das Auseinanderstrahlen der Alpenketten im Osten, Gebirgsbildung durch Zusammenschub. Den porphyrartigen Gesteinen wurde irrtümlich die Hauptrolle bei der Entstehung der Alpen zugeschrieben. Bei ihrem Durchbruch sollen die Kalkgesteine in Dolomit umgewandelt worden sein. Vier Hauptrichtungen der Gebirge Deustchlands werden angenommen. Elie de Beaumont (1798—1874) führte daraufhin eine Hypothese aus (1828), wonach parallel verlaufende Gebirge das Resultat gleichzeitiger Erhebung sein sollten (21 und mehr Erhebungssysteme). Die Verallgemeinerung dieser Lehren hatte eingehende Untersuchungsarbeiten im Gefolge und war für die Entwicklung der geologischen Erkenntnisse von der allergrößten Bedeutung.

J. W. v. Goethe beschrieb 1809 den basaltischen Kammerbühl zwischen Franzensbad und Eger in Böhmen und erklärte ihn zutreffend als einen ehemaligen Vulkan.

In der Einleitung seines großen Werkes „Recherches sur les ossements fossiles“ (1812) entwickelte G. de Cuvier (1769—1832) die Ansicht, daß sich in jeder Bildungsperiode der Erde bestimmte Arten finden, die durch eine neue Schöpfung hervorgebracht, durch eine allgemeine Umwälzung vernichtet, einer weiteren neuen Schöpfung Platz machen sollten. (Katastrophentheorie, „les révolutions de la surface du globe“.)

William Smith (1769—1839) gab 1815 eine geologische Karte von England in 20 Blättern heraus und stellte (1817), gestützt auf die Versteinerungen („Leitfossilien“), für England die aufeinanderfolgendenSchichten-systeme auf, die er in einem Schichtenprofile zur Darstellung brachte.

Karl Ernst Adolf Hoff (1771—1837) begann 1822 mit der Herausgabe eines Werkes über die „Geschichte der durch Überlieferung nachgewiesenen natürlichen Veränderungen der Erdoberfläche“, dessen fünfter Band erst nach seinem Tode 1841 herausgegeben wurde. Schon der erste Band führte ihn zu der Erkenntnis, daß auch „kleine Wirkungen, über große Zeiträume ausgedehnt, in der Geschichte der Erdrinde vieles erklären“ können. Diese Erkenntnis leitet die auch heute im allgemeinen noch geltenden Anschauungen ein.

Als geologisches Lehrgebäude wurden sie von Sir Charles Lyell (1797—1875) in seinen „Principles of geology“ (1830—1833) und in den „Elements of geology“ (1838) zur eingehenden, auf reiche Erfahrungen gestützten Darstellung gebracht und damit die noch heute fortdauernde Phase der Geschichte der Geologie eingeleitet.

Die Geologie als selbständige Wissenschaft hielt verhältnismäßig spät ihren Einzug an den deutschen Universitäten. In erster Zeit wurde sie hauptsächlich von den Vertretern der Mineralogie gelehrt (z. B. von

F. A. Quenstedt von 1837—1889 in Tübingen, von C. Fr. Naumann von 1842—1871 in Leipzig). Der erste deutsche ordentliche Universitätsprofessor der Geognosie war E. v. Schafhäutl (1843) in München.

Von der Mitte des 19. Jahrhunderts an begann rasch eine immer weiter gehende Spezialisierung, Verbreiterung und Vertiefung. In ungezählten Sammlungen und Museen sind die Gesteine und Versteinerungen aufgespeichert, welche von den im Felde arbeitenden Geologen zusammengebracht, von den Spezialforschern in Laboratorien und Instituten untersucht werden. Viele Hunderte von Dozenten lehren heute an allen hohen Schulen der Erde Geologie in allen ihren Forschungsrichtungen.' (Man vgl. deren Zusammenstellung im Geologen-Kalender für 1913 und 1914, S. 168—193.)

Über die Ergebnisse der neueren Forschung berichten zahlreiche wissenschaftliche Zeit- und Akademieschriften. Die älteste deutsche Zeitschrift dieser Art ist das 1807 von K. C. Leonhard als „Taschenbuch für die gesamte Mineralogie“ begründete, seit 1833 von ihm und II. G. Bronn und heute von M. Bauer, Fr. Frech und Th. Liebisch herausgegebene „Neue Jahrbuch 'für Mineralogie, Geologie und Paläontologie“.

Zahlreiche geologische Gesellschaften wurden gegründet; die älteste, jene von London (The geological society of London) 1807, jene von Frankreich (Société géologique de France) 1830, die Deutsche geologische Gesellschaft in Berlin 1848. Eine geologische Gesellschaft in Wien wurde im Dezember 1907 gegründet. Systematische geologische Landesaufnahmen

sind in fust allen Kulturländern im Gange: die geologische Landesaufnahme von Großbritannien besteht seit 1835, die k. k. geologische Reichsanstalt in Wien seit 1849, die königl. geologische Landesanstalt in Berlin seit 1873 usw.

Die Arbeitsergebnisse sind geradezu überwältigend großartige und haben internationale Geologenkongresse notwendig erscheinen lassen, welche seit 1878 (Paris) abgehalten wurden, und zwar in Bologna (1881), Berlin (1885), London (1888), Washington (1891), Zürich (1894), St. Petersburg (1897), Paris (1900), Wien (1903), Mexiko (1906), Stockholm (1910), Toronto (Canada, 1913). Trotzdem ist auch dem 20. Jahrhundert eine gewaltige Fülle von Arbeit zu leisten übrig gelassen, um endlich zum erstrebten Ziele zu gelangen: zu einer so genauen Kenntnis vom Baue aller Erdfesten und Inseln, daß wir deren genetischen Zusammenhang, den ganzen Werdegang, mit erwünschter Sicherheit werden feststellen können.

Eine Übersicht über den Stand der geologischen Forschungsarbeit am Schlüsse des 19. Jahrhunderts hat K. A. v. Zittel in seiner „Geschichte der Geologie und Paläontologie“ (München und Leipzig 1899) mit großer Hingabe an die gewaltige Arbeit zu geben unternommen.

Geologische Literatur.¹)

1. Allgemeine Hand- und Lehrbücher. Zeitschriften.

H. Credner: Elemente der Geologie. 11. Aufl. Leipzig 1912.

W. v. Gümbel: Grundzüge der Geologie. Kassel 1888.

E. Kayser; Lehrbuch der Geologie. 2 Bände. I. Bd., 4. Aufl. Stuttgart 1912, und II. Bd. 5. Aufl., 1913.

G. F. Naumann: Lehrbuch der Geognosie. 3 Bände. 2. Aufl. Leipzig 1858—1872 (leider unvollendet).

M. Neumayr: Erdgeschichte. 2 Bände. 2. Aufl. (von V. Uhlig). Leipzig und Wien 1895.

Ch. Lyell: Principles of geology. 11. Aufl. 2 Bände. London 1872.

J. Dana: Manual of geology. 3. Aufl. New York 1895.

A. Geikie: Text-Book of geology. 4. Aufl. 2 Bände. London 1903.

A. de Lapparent: Traité de Géologie. 5. Aufl. 3 Bände. Paris 1906.

E.    Haug: Traité de Géologie. I. Les Phénomènes géologiques. Paris 1907.

II. Les Périodes géologiques. Paris 1908—1911.

A. Tornquist: I. Allgemeine Geologie. Leipzig 1916.

A. S up an: Grundzüge der physischen Erdkunde. 6. Aufl. Leipzig 1916.

F.    v. Richthofen: Führer für Forschungsreisende (Physikalische Geo

graphie und Geologie). Berlin 1886.

S. Günther: Handbuch der Geophysik. 2. Aufl. Stuttgart 1897—1900/ E. Sueß: Antlitz der Erde. 3 Bände. Wien, Prag, Leipzig 1883—1909. Register von L. Waagen, 1909. Die von E. deMargerie besorgte französische Ausgabe I. (1897), II. (1900), III. (1911) ist besonders reich mit Profilen und Karten ausgestattet.

A. Penck: Morphologie der Erdoberfläche. 2 Bände. Stuttgart 1894.

G Kann nur in einer kleinen Auswahl gegeben werden, wobei solche Werke mit reichlichen Literaturangaben besonders berücksichtigt wurden.

G. Bischof: Lehrbuch der chemischen und physikalischen Geologie. 2. AufL 3 Bände. Bonn 1863—1866, und Supp].-Band 1871.

J. Roth: Allgemeine und chemische Geologie. 3 Bände. Berlin I. 1879, II. 1887, III. 1893.

F. Zirkel: Lehrbuch der Petrographie. 2. Aull. 3 Bände. Leipzig 1893—1894.

II. Rosenbusch: Mikroskopische Physiographie der Mineralien und massigen Gesteine. 4. Auf!. In 4 Bänden. Stuttgart 1904—1908.

—    Elemente der Gesteinslehre. 3. Auff. Stuttgart 1910.

F. Rinne: Praktische Gesteinskunde. 4. Aufl. Hannover 1914.

A. Daubrée: Études synthétiques de Géologie expérimentale. Paris 1879.

(Deutsch von A. Gur It. Braunschweig 1880.)

R. Beck: Lehre von den Erzlagerstätten. 2 Bände. 3. Aufl. Berlin 1910. F. Beyschlag, P. Krusch, J. H. L. Vogt: Die Lagerstätten der nutzbaren Mineralien und Gesteine. 3 Bände. 1913 ff. (2 Bände erschienen.) F. Loewinson-Lessing: Petrographisches Lexikon. Jurjew (= Dorpat) 1893 und 1898 (Supplement).

J.    Hirschwald: Die Prüfung der natürlichen Bausteine. Berlin 1908

und 1912.

F.    A. Quenstedt: Handbuch der Petrefaktenkunde. 3. Aufl. Tübingen 1885.

K.    A. v. Zittel: Handbuch der Paläontologie. 5 Bände. München und

Leipzig 1876—1893.

—    Grundzüge der Paläontologie. 2 Bände. München und Leipzig. I. Bd. 4. Aufl. 1915, bearbeitet von F. Broili. IL Bd. 2. Aufl. 1911, bearbeitet von F. Broili, E. Koken und M. Schlosser.

G.    Steinmann: Einführung in die Paläontologie. 2. Aufl. Leipzig 1907.

H.    G. Bronn und F. Roemer: Lethaea geognostica. 3. Aufl. Stuttgart

1851—1856. 4. Aufl. von F. Roemer begonnen (1880—1883) und von Fr. Frech fortgesetzt 1897 ff.

K. A. v. Zittel: Geschichte der Geologie und Paläontologie. München und Leipzig 1899.

Ein großangelegtes Handbuch der regionalen Geologie, herausgegeben von G. Steinmann und O. Wilckens, ist seit 1910 (Heidelberg) im Erscheinen begriffen.

Die österreichischen Verhältnisse behandeln:

Fr. v. Hauer: Die Geologie und ihre Anwendung auf die Kenntnis der Bodenbeschaffenheit der östenvungar. Monarchie. 2. Aufl. Wien 1878.

K. Diener, R. Hoernes, F. E. Sueß und V. Uhlig: Bau und Bild Österreichs. Wien und Leipzig 1903.

Viele der geologisch wichtigen Gebiete Österreichs werden in dem Führer für die geologischen Exkursionen (IX. intern. Geologenkongreß), Wien 1903, ausführlich behandelt.

Jahrbuch und Verhandlungen der k. k. geologischen Reichsanstalt in Wien. Seit 1850 erscheinend.

in dem Geologen-Kalender für 1913 und

Die neueren Ergebnisse muß man in den geologischen Zeitschriften verfolgen, deren Verzeichnis man 1914, S. 277—278, findet. Zur Einführung über die Fortschritte in den

Einzelgebieten wird man buches“ (siehe oben) benützen können, welche von 1841 bis 1909 reichen.

mit Erfolg die Repertorien des „Neuen Jahr

Auch in jedem einzelnen Bande ist die übersichtliche Anordnung der Referate über die wichtigsten neuen Erscheinungen in den Inhaltsangaben wohl gelungen. Über die Forschungseigebnisse, hauptsächlich der Feldarbeit in den verschiedenen Teilen der Erde, und zwar in geographischer Anordnung, berichtet F. Toula seit 1882 bis 1914 (14 Berichte in Fortsetzung der von K. v. Fritsch 1876 begonnenen) im „Geographischen Jahrbuch“, XI—XXXVII, Gotha. In demselben Jahrbuche findet man auch die von K. Zöppritz begonnenen und von H. Hergesell, H. Rudolf und R. Langenbeck fortgesetzten Berichte über Geophysik. Auch in „Petermanns Mitteilungen“ finden sich viele ausführliche Besprechungen und weiter seit 1901 im „Geologischen Zentralblatt“ (herausgegeben von K. Keilhack).

2. Geologische Karten.

Internationale geologische Karte von Europa in 49 Blättern (1:1,500.000). Berlin 1894—1914. Umfaßt auch Nordafrika und Vorderasien.

R. Lepsius: Geolog. Karte von Deutschland in 27 Blättern (1 : 500.000). Gotha 1894—1897.

Fr. v. Hauer: Geologische Übersichtskarte der österreichischen Monarchie in 12 Blättern (1:576.000). Wien 1867—1871. Nach der Übersichtsaufnahme (1:144.000).

Im Erscheinen begriffen ist die geologische Spezialkarte von Österreich im Maßstabe 1 : 75.000 seit 1898 (70 Blätter sind herausgegeben) und jene von Ungarn im gleichen Maßstabe.

Eine Zusammenstellung der geologischen Karten aller Staaten findet sich in Ge ikies Text-Book, S. 8 —12 der 4. Auflage. Der Maßstab der Spezialkarten der verschiedenen Länder ist ein recht verschiedener: in England 1:63.360, in Frankreich 1: 80.000, in Deutschland vorwaltend 1:25.000, in Italien 1 : 100.000.

I. Abteilung. Allgemeine Geologie.

A. Die Erde als Planet. Der Mond. Die Sonne.

Gestalt, Größe und Dichte der Erde. Die Erde ist als dritter der inneren Planeten (Merkur, Venus, Erde und Mars) ein Glied des Sonnensystems, bewegt sich um ihre Achse und um die l,251.000mal größere Sonne. Die inneren Planeten besitzen eine größere, die äußeren (Jupiter, Saturn, Uranus und Neptun) aber eine geringere Dichte (-§- bis ± der Erddichte). Zwischen Mars und Jupiter bewegen sich beinahe ausschließlich die Uber 600 kleinen Planetoiden, alle

zusammen würden eine Kugel von des Erdhalbmessers ergeben.

beträgt etwa

angenommen). Andere berechneten sie auf yjy oder Bessels Berechnung). Ihre Oberfläche mißt etwa 510 Mill, hm², ihr

TTT

Die Erde kann als ein Umdrehungsellipsoid betrachtet werden, dessen Äquatorialdurchmesser gegen 12.755 hm (= 1719 geogr. Meilen) ausmacht, während die Erdachse nur ungefähr 12.712 hm (== 1713 geogr. Meilen) mißt. Die Gestalt der Erde ist also im allgemeinen die einer an den Polen etwas abgeplatteten Kugel. Die Abplattung oder 42*6 hm (Clarke hat die Abplattung mit

(nach

Volumen aber 1083 Milliarden hm³.

Genaueres über die Gestalt der Erde auf Grund geodätischer Untersuchungen (Triangulation und Nivellements) in Verbindung mit Schweremessungen¹) hat H. Bruns ausgeführt, der es versuchte, die wahren Niveauflächen (die „Geo'ide“) festzustellen. Die Lotablenkungen hat F. ß. Helmert („Theorien der höheren Geodäsie“, Leipzig 1884) berücksichtigt. (Am 52. Parallel beträgt die Erhebung des Geoides über das Clark esche Ellipsoid etwa 300 m, im Meridian

0 A. de Lapparent ist (1903) auf Grund der Schwerebestimmungen zu der Schlußfolgerung gekommen, daß die Anomalien hauptsächlich an jenen Stellen der Erde auftreten, wo Störungslinien verlaufen, also in Dislokationsgebieten.

IL

des Brockens nur 4 bis 10 ni.) Einen zusammenfassenden Bericht hat darüber (1905) A. Börsch gegeben.

Die mittlere Entfernung der Erde von der Sonne beläuft sich auf 23.300 Erdradien oder etwa 148⁻4 Mill. hm. Die größte Entfernung im Aphel (Sonnenferne) ist gegenwärtig 150 Mill, km, die kleinste Entfernung im Perihel (Sonnennähe) 145 Mill, km, das ergibt eine Exzentrizität von etwa 0’017. Die Exzentrizität ist nicht beständig gleich, sondern wechselt periodisch von 0’003 bis 0'08 und ergibt sich im Maximum zu etwa 22 Mill. km. Die heutige Exzentrizität der Erdbahn beträgt etwa -gL, in 24.000 Jahren soll sie ungefähr in 300.000 Jahren aber etwa -jL- ausmachen. Die Entfernung der Erde von der Sonne ist jetzt im Perihel (um Neujahr) um etwa 5,000.000 km kleiner als im Aphel (anfangs Juli); in 24.000 Jahren wird sie nur um 900.000 km, in 300.000 Jahren aber um 22 Mill, km kleiner sein. — Einen vollständigen Umlauf um die Sonne vollendet die Erde in 365 Tagen 6 Stunden 9 Minuten 10'7 Sekunden (das siderische Jahr), so daß sie im Mittel in jeder Zeitsekunde einen Weg von mehr als 30 km zurücklegt.

Die Schiefe der Ekliptik, heute gegen 23° 28', soll in 11.000 Jahren ein Minimum von 21° 59', in 32.000 Jahren aber ein Maximum von 24° 36' erreichen. (Änderung der klimatischen Zonen!) Die Wanderung (Präzession) der Tag- und Nachtgleichenpunkte erfolgt im Sinne des Zeigers einer Uhr (für das Jahr um ungefähr 52 2") in Perioden von annähernd 25.800 Jahren, jene der Apsidenlinie (Aphel—-Perihel) indessen im entgegengesetzten Sinne (für das Jahr um ungefähr 11*3"), somit ergibt sich eine Periode von nahe an 21.700 Jahren! Veränderlichkeit der Dauer der Winter- und Sommerhalbjahre um etwa 33 Tage. Das Frühlings- und Sommerhalbjahr der nördlichen Halbkugel der Erde wird jetzt als um 77 Tage länger als das Herbst-Winterhalbjahr berechnet. Man nimmt an, daß auf den Sommer der nördlichen Hemisphäre heute etwa 63 Prozent der gesamten Jahreswärme entfallen.

Die mittlere Dichte des ganzen Erdkörpers ist ö'ßmal so groß als die Dichte des Wassers. Die neuesten Angaben schwanken zwischen 5⁻5 und 5⁻6. (Bestimmung mittels des Pendels, der Drehwage und der Lotablenkuug.)

Der Trabant der Erde, der Mond, annähernd 384.000 km entfernt, hat ebenfalls eine kugelförmige Gestalt. Sein Durchmesser erreicht etwas mehr als ^ des Erddurchmessers, sein Volumen -gL des Erdvolumens; seine Dichte ist bei 3‘4, etwa 0⁻6 jener der Erde und kommt nahe jener der schwereren Gesteine der Erdkruste. Die Um-laufszeit des Mondes um die Erde beträgt beiläufig 27|- Tage.

Der auffallendste Unterschied in der physischen Zusammensetzung* des Mondes gegenüber der Erde besteht in dem Fehlen von Luft und Wasser auf seiner Oberfläche, woraus mit Notwendigkeit folgt, daß auf dem Monde kein organisches Leben bestehen kann. Der Mond ist als eine wahrscheinlich durch und durch feste und erkaltete Gesteinskugel aufzufassen. J. J. Länderer hat nach dem Polarisationswinkel der Mondmare (33° 17') auf die Gesteinsbeschaffenkeit derselben ähnlich jener gewisser glasartiger Ausbruchsgesteine der Erde (Vitrophyre) geschlossen.

Die Somie^ der Zentralkörper unseres Planetensystems, ist eine kugelförmige, rotierende Masse mit einem Durchmesser von 108*5 Erddurchmessern (1,385.000 km). Ihr Volumen beträgt das l,251.000fache der Erde, ihre Masse das 700fache aller Planeten zusammengenommen. Ihre Dichte wird mit etwa 1*4 angenommen. Ihre Innentemperatur wird sehr verschieden angegeben. Während Secchi die Temperatur der Sonnenmasse so hoch veranschlagt, daß sie nur in Millionen Graden ausgedrückt werden könnte, haben Meßversuche zur Annahme von nur 6000 bis 10.000° C geführt.

Man kann an der Sonne mehrere konzentrische Hüllen unterscheiden:

1.    Zu äußerst die Sonnenatmosphäre. Sie ist bei Sonnenfinsternissen als rote Lichthülle (Chromosphäre) erkennbar und besteht, 7000 bis 8000 km dick, der Hauptsache nach aus glühendem Wasserstoff, Calcium und dem auch in der Atmosphäre und in Gesteinen der Erde vorkommenden Helium; nach außen zu hat man einen strahlenden Schein, die Korona, beobachtet, der, neben Wasserstoff und anderen sehr verdünnten Gasen, das nur der Korona eigentümliche Coronium (leichter als Wasserstoff und Helium) enthält. Gaseruptionen erzeugen die Sonnenfackeln oder Protuberanzen. Die Sonnenflecken erklärt man als wolkenähnliche Verdichtungen vielleicht der Gaseruptionen in der Sonnenatmosphäre, ohne daß ihr Wesen zweifellos erkannt wäre; man dachte früher auch an Einblicke auf den Sonnenkern.

2.    Die Phofcosphäre, die Lichthülle der Sonne, deren weißglühende Gasmassen das Sonnenlicht und die Sonnenwärme ausstrahlen.

3. Der Sonnenkern, von welchem noch nicht festgestellt ist, ob er fest, flüssig oder gasförmig ist.

B. Die einzelnen Glieder des Erdganzen.

In bezug auf ihre Bestandmassen und deren Anordnung im großen erscheint uns die Erde aus drei Hauptgliedern zusammengesetzt, welche die drei Aggregatzustände des Stoffes zeigen und nach ihrer Dichte geordnet von außen nach innen im allgemeinen konzentrisch gelagert erscheinen:

1.    die Lufthülle oder die Atmosphäre,

2.    die Wasser hülle oder die Hydrosphäre,

3.    die feste Erdkruste oder die Lithosphäre.

Dazu kommt als weiteres, der direkten Beobachtung nicht zugängliches Glied des Erdganzen:

4.    das Erdinnere oder der Erdkern, die Pyrosphäre oder die Barysphäre. Schon hier sei angeführt, daß die mittlere Dichte der die uns allein bekannte äußere Erdsphäre zusammensetzenden Mineralien höchstens mit etwa 2 8 angenommen werden kann.

Da das organische Leben von der Gegenwart von Luft und Wasser abhängt, sind die organischen Wesen der Erde vor allem auf die Luft- und Wasserhülle der Erde angewiesen.

Wir betrachten die Hauptglieder des Erdganzen nach ihren wesentlichsten Eigenschaften, soweit dieselben für das Verständnis geologischer Vorgänge von Wichtigkeit sind.

1. Die Atmosphäre umgibt die ganze feste Erde als eine ununterbrochene, mehrere hundert Kilometer hoch reichende Hülle. Sie nimmt Anteil an allen Bewegungen des Erdballes, sowohl an dem jährlichen Umlaufe (Revolution) um die Sonne, als auch an der täglichen Umdrehung (Rotation) und ist infolge der letzteren ein Rotations-Ellipsoid wie der feste Erdball selbst, aber wahrscheinlich mit einer weit stärkeren Abplattung an den Polen.

Die Höhe, bis zu welcher die Atmosphäre durch Lichterscheinungen nachweisbar ist, kann etwa mit 80 km angenommen werden. Die Luft muß in solchen Höhen eine so große Verdünnung erreichen, daß wir uns davon kaum eine Vorstellung machen können. Eine bestimmbare Grenze der Atmosphäre gibt es nach J. Hann (Lehrb. d. Meteorologie 1905) kaum, sie dürfte allmählich in den Zustand des Raumes zwischen den Planeten übergehen.

Die Temperatur soll bis zu mehr als 10 km Höhe allmählich abnehmen, in größeren Höhen jedoch soll sie gleichmäßig — 50° C

betragen.

Im Niveau des Meeres, unter einem Drucke, der einer Quecksilbersäule von 760 mm (Normalbarometerstand) entspricht, wiegt 1 Liter trockener Luft bei 0° C P293# (l m? also P293 kg).

Schon in einer Höhe von 7'5 km ist die Dichte der Luft nur mehr ungefähr 0 4 derjenigen an der Erdoberfläche (der entsprechende Barometerstand wäre 294 mm), und in der Höhe von 60 km ist sie nur mehr (H)003 (Barometerstand = 0*25 mm), eine Verdünnung, welche man mittels gewöhnlicher Luftpumpen nicht mehr erreichen kann.

Aus dem Gesamtdrucke der Atmosphäre ergibt sich das Gewicht derselben mit Rücksicht auf die mittlere Höhe der Kontinente gleich 5144 Billionen Tonnen. Im Verhältnis zu der Masse der ganzen Erde (etwa 6000 Trillionen Tonnen) würde also die Masse der Luft weniger als 1 Milliontel derselben ausmachen.

In bezug auf ihre Zusammensetzung ist die Luft bis zu etwa 10 km Höhe²) ein Gemenge von Stickstoff und Sauerstoff mit geringen Mengen von Kohlensäure und Wasserdampf. Sauerstoff und Stickstoff sind darin überall, auf allen Punkten der Erdoberfläche und ebenso in den höchsten erreichbaren Höhen, in genau demselben Verhältnisse vorhanden; der Gehalt der Luft an Kohlensäure und Wasserdampf ist hingegen ein vielfach wechselnder.

In 100 Raumteilen trockener, atmosphärischer Luft sind überall und unter allen Umständen nahezu 79 Raumteiie Stickstoff und 21 Raumteile Sauerstoff enthalten (3‘7: 1), was dem Gewichte nach 76-8 Prozent Stickstoff und 23'2 Prozent Sauerstoff beträgt.

Der Kohlensäuregehalt wird mit 04)3 bis 0-04 Volumenprozent angegeben. Auf die Wichtigkeit des Kohlensäuregehaltes der Atmosphäre für die Temperatur der Erdoberfläche hat Sv. Arrhenius (1896) hingewiesen. Änderung derselben durch Absorption der Sonnenstrahlen und Zurückhaltung der Erdausstrahlung. (Meteorologische Eiszeit-Erklärungshypothese.³)

Örtlich und vorübergehend können sich in der Atmosphäre auch andere Gase ansammeln, z. B. Ammoniak bei der Zersetzung stickstoffhaltiger organischer Stoffe (zwischen 0-0004 und 0-476 Teile in 10.000 Gewichtsteilen Luft), Salpetersäure unter dem Einflüsse der Gewitter, Salzsäure und schwefelige Säure in der Nähe der Krater tätiger Vulkane usw. Infolge der Steinkohlenfeuerung werden »Schwefelsäure und schwefelige Säure beim Verbrennen der mitvorhandenen Kiese gebildet. In der Luft von Manchester z. B. wurden die letzteren in meßbarer Menge nachgewiesen (0-0042%).

Auch Staub kommt fast überall vor, allerdings in ungleicher Menge, und ivenn er auch wegen der Kleinheit seiner Teilchen dem freien Auge nicht sichtbar ist. Man findet ihn auf dem offenen Weltmeere und auf den entlegensten Gebirgshöhen und Gletschern.

Die Wärmeverhältnisse der Atmosphäre hängen von der Wirkung der Sonnenstrahlen ab. Die Eigenwärme des Erdkörpers selbst übt auf die Temperatur der Luft keinen meßbaren Einfluß aus.

J. Hann (Lehrb. d. Meteorologie 1905) gibt an (nach Teisserenc de Borts Luftschiffahrten), daß die Temperatur in 1000 m M.-H. nur 5°, in 3 km Höhe —4°, in 4 km — 15 4°, in 9 km =—43⁻2°, in 10 km aber —49-2° betrage. Die Luftschichten in den Äquatorialgegenden werden von der Sonne mehr erwärmt als die den Polen näher liegenden, und als Folge der dadurch hervorgerufenen Temperaturverschiedenheiten und Luftströmungen entstehen die Niederschläge . (Regen, Schnee, Hagel).

2. Die Hydrosphäre. Das Wasser ist bei der gegenwärtigen, in vertikaler Richtung so bedeutende Höhenunterschiede aufweisenden Beschaffenheit der festen Erdoberfläche nicht imstande, dieselbe in Form einer vollständigen Kugelschale zu überdecken.

Die bei weitem überwiegende Menge des Wassers hat sich in den Vertiefungen der Lithosphäre augesammelt und bildet auf derselben Süß- und Salzwasserbecken von verschiedener Tiefe und Ausdehnung, die Seen und Meere. Ein Teil des Wassers macht einen fortdauernden Kreislauf durch, indem es durch Kondensation des Wasserdampfes der Atmosphäre als Niederschlagswasser zur Erde fällt, hier zum Teile sofort wieder verdunstet, zum anderen Teile aber in Quellen, Bächen, Flüssen und Strömen den Wasserbecken zufließt, um aus denselben durch Verdunstung als Wasserdampf in die Atmosphäre zurückzugelangen. Ein Teil des Niederschlagswassers lagert in hohen Breiten und auf den Hochgebirgen in der Form von Schnee und Eis, ein anderer durchtränkt als Gebirgs-feuchtigkeit die Gesteinshülle der Erde.

Das Meer. Die Gesamtoberfläche der Erde beträgt, wie schon erwähnt, bei 510 Mill. 7cm²; davon sind nach F. Heiderich etwa 135 Mill. 7cm² Land und 375 Mill. 7cm² Wasser. Das Verhältnis von Festland und Meer ergäbe sich daraus wie 1 : 2*77. (Die Angaben schwanken übrigens zwischen 1 : 2-256 und 1 : 2-765.) Wenn man die Oberfläche der Erde gleich 1 setzt, so deckt das Land unter der oben gemachten Annahme 0265 und das Meer 0*735 Teile dieser Oberfläche.⁴)

(Verein.Staaten von Nord-Amerika

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Fig. 1—4. Querschnitte durch die Ozeane und Festländer nach F. Heiderich.

Die Höhen verhalten sich zu den Längen wie 100 : 1.

Das Volumen und die Masse des Meerwassers lassen sich nur annähernd bestimmen, da sowohl die Tiefen als auch die polaren Grenzen der Ozeane nicht genau genug bekannt sind.

Die mittlere Tiefe der Meere hat man nach früheren, wenig verläßlichen Lotungen vielfach überschätzt. Nach den neueren Tiefseeforschungen beträgt die mittlere Tiefe des tropischen Atlantischen Ozeans nur wenig über 4280 mf eine Tiefe, welche etwas größer ist als die mittlere Höhe der höchsten Tafelländer Asiens. Die größte

Tiefe desselben fand man nördlich von Puerto Rico mit 8341 m. Die mittlere Tiefe des Indischen Ozeans wurde mit 3233 m berechnet. Im nördlichen Pazifischen Ozean wurde die aus mehreren Reihen von Lotungen sich ergebende mittlere Tiefe von etwa 4831 m angenommen. Die größten Tiefen erreichte man im Pazifischen Ozean in rinnenförmigen Erstreckungen südlich von den Alëuten (7863 m), östlich von den Japanischen Inseln (8513 m), nördlich von den Karolinen (8184 m), östlich von der Kermadek- (9427 m) und Tonga- (9184 m) Gruppe, . nördlich von Neuseeland, und östlich von den Marianen mit 9636 m. Östlich von den Philippinen, im Philippinengraben, wurden (1912) 9788 m gelotet. Für den südlichen Teil des Pazifischen Ozeans hat man eine mittlere Tiefe von 3958 m berechnet. (Über das Verhältnis der Festlandshöhen zu den Meerestiefen vgl. mau zunächst die Fig. 1—4.)

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Fig. 5. Hypsographische Kurve der Erdkruste nach A. Supan(1889, Pet. Mitt. S. 19), A. Penck (Morphologie 1894, I, S. 136), A. de Lapparent (Geogr. phys. 1896).

Nehmen wir demnach die durchschnittliche Tiefe der Meere zu 3400 m an — sie wird zwischen 3000 und 3650 m angegeben, ohne den unbekannten antarktischen Teil aber mit 3438 bis 4260 m — und ihre Oberfläche zu 375 Mill, km², so ergibt sich ein Volumen von etwa 1280 Mill, km³, d. h. das Volumen der Hydrosphäre verhält sich zum Volumen der ganzen Erde wie 1 : 846 und die Masse derselben zu jener der gesamten Erde wie 1 : 4740. (Nach A. Supans Annahme 1 : 880 und 1 : 4870, das Volumen 1230 Mill, km³.)

Diese Verhältnisse bringt die beistehende Fig. 5 (nach Supan,

A. Penck und A. de Lapparent) graphisch zur Anschauung.

Das Volumen der über den Meeresspiegel aufragenden Teile der Erde beträgt beiläufig 100—104 Mill, km³, sonach nur etwas über TV des Meeresvolumens. Die Linie ABC bezeichnet man als „das Niveau der mittleren Krustenhöhe“; der darüber liegende Festlandsblock hat beiläufig dasselbe Volumen wie der darunter liegende Meeresraum.

Toula, Geologie. 3. Aufl.

Die Wassermassen der Meere stehen in hydrostatischem Gleichgewichte auf der ganzen Erdoberfläche; sie bilden eine nur durch die Massenanziehung der Erdfeste beeinflußte Niveaufläche, welche gegen die Kontinente in verschiedenem Maße ansteigt und durch die Gezeiten regelmäßig verlaufenden Schwankungen ausgesetzt ist, deren Wirkungen verändernd auf die Festlandsränder einwirken. Für Europa hat man durch geodätische Nivellements gefunden, daß die Mittelwasserstände an der Ostsee, dem Mittelländischen Meere und dem Atlantischen Ozean nur geringe Unterschiede ergeben (nach F. R. Helmert liegt der Spiegel des Mittelländischen Meeres um 0’13 m tiefer als jener der Nord- und Ostsee, — 0'38 m fand man für das Mittelländische Meer an der spanischen Küste, gegenüber dem Stande an der Küste des Biskayischen Meerbusens). Der Abtrag der Festländer durch das Wirken der Atmosphärilien (er wurde auf einen Meter in etwa 12.000 Jahren berechnet) wird hauptsächlich in den küstennahen seichten Meeresteilen zur Ablagerung gelangen und eine Schwächung und Erleichterung der Festländer, eine Aufschüttung und Beschwerung der Meeresboden bedingen und damit allmähliche Änderungen der statischen Momente zur Folge haben.

Das Meerwasser enthält eine ziemlich große Menge von Salzen und Gasen aufgelöst, es ist daher salzig-bitter und für den Menschen ungenießbar. Die Menge der gelösten festen Stoffe im Wasser (der sogenannte Salzgehalt) des Atlantischen Ozeans beträgt im Durchschnitte 3’56 Prozent. Der Salzgehalt des offenen Weltmeeres dürfte zwischen 3 2 und 3*8 Prozent liegen.

Die wichtigsten dieser Stoffe und ihre Gewichtsmengen in 1000 Gramm dieses Meerwassers sind (nach Forchhammer):

Chlornatrium (Kochsalz) . .

Chlormagnesium......

Chlorkalium.......

Brommagnesium......

Magnesiumsulfat (Bittersalz) . Calciumsulfat (als Gips gelöst) Doppeltkohlensaurer Kalk . .

26'9 Gramm

3-2 0-6 0-05 2-2 1*3

0-04    „

Außerdem finden sich im Meerwasser noch geringe Mengen von Chlorrubidium, Calciumphosphat, Eisenbikarbonat, Kieselsäure usw.

Der Gehalt an festen Bestandteilen ist in den offenen Meeren fast konstant. In Binnenmeeren oder in solchen Meeresteilen, welche mit dem Weltmeere nur durch schmale Meerengen Zusammenhängen, ist er teils höher, teils niedriger.

Das Rote Meer und das Mittelmeer zeigen einen höheren Salzgehalt; beide sind von warmen Landmassen umschlossen und einer starken Verdunstung ausgesetzt, die durch den Siißwasserzufluß nicht gedeckt wird; sie erhalten ihr Niveau durch aus dem Ozean zuströmendes Salzwasser und werden daher salziger. So beträgt der

Salzgehalt des Mittelmeeres 3-64—4 Prozent (Adria bei Spalato), der des Roten Meeres 3-9—4 Prozent.

Das umgekehrte Verhältnis tritt ein beim Schwarzen Meere und bei der Ostsee. Im Schwarzen Meere sinkt der Salzgehalt auf P75 Prozent (bei Feodosia), in der Ostsee (bei Karlskrona) auf 1*1 Prozent und im Hafen von Kronstadt sogar auf 0-06 Prozent.

Das halbsalzige Wasser, wie es in den genannten Meeren oder an den Mündungen großer Flüsse vorkommt, nennt man Brackwasser.

Jedoch nicht das Meer allein enthält Salzwasser; auch Binnenseen, und zwar die abflußlosen, sind salzreich. Zu solchen Salzseen gehört das Tote Meer in Palästina, dessen Wasser zwischen 40 und 340 m Tiefe im Mittel 6*4 Prozent Chlornatrium, 16*3 Prozent Chlormagnesium, im ganzen aber bis 25*6 Prozent feste Bestandteile enthält.

Das merkwürdigste Verhältnis besteht zwischen dem Kaspisee, dessen Salzgehalt bis gegen P3 Prozent beträgt, und dem Karabugas-b eck en (Adschi-Darja), das durch eine seichte Meerenge (dieKarabugas, den sclrwarzen Schlund) damit verbunden ist und dessen Salzgehalt 16*4 und mehr Prozent ausmacht. Nach einer Analyse von A. Lebe-dinzeff (1902) enthalten 100 Gewichtsteile Wasser: Chlor 8*243, Schwefelsäure 2*553, Kohlensäure 0*022, Brom 0*012, Natrium 4*183, Magnesium 1*158, Calcium 0*093, Kalium 0*132. Die Dichte erreicht mehr als 1*14. (Nach Usiglio beginnt die Kochsalzausscheidung erst bei einer Dichte von 1*218.) Im Karabugasbecken erfolgt daher zur Zeit nur die Ausscheidung von Sulfaten: Gips und Glaubersalz (Mirabilit = Na₂S0₄-f- 10H₂O). Ähnliche Verhältnisse in einem salzreichen Ozean oder Mittelmeere vorausgesetzt, könnten zur Kochsalzablagerung führen.

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Fig. 6. Entstellung der Salzlagerstätten nach K. Ochsenius.

1 Zufluß vom offenen Meere. 2 Barre. 3 Anreicherung der Mutterlaugensalze (Rückstrom über die Barre). 4 Anhydrit mit Salzton. 5 Steinsalz. 6 Gips. 7 Grundgebirge. (Nach einer Originalskizze von K. Ochsenius.)

Nach der Vorstellung, welche Karl Ochsenius (zuerst 1877) darüber entwickelt hat und welche mit den Erfahrungen in den Anlagen behufs Gewinnung des Salzes aus dem Meere (den „Salzgärten“) recht wohl in Vergleich gebracht werden kann (man vgl. Usiglio: Ann. de chimie et de phys. Paris 1849), ist ein flaches Meer in trockener Gegend Vorbedingung. Dasselbe muß durch eine Barre von dem größeren Becken so geschieden sein, daß ein Zuströmen aus dem ersteren zum Ersätze des durch Verdunstung entstehenden Abganges in dem kleinen Becken möglich, aber ein Austausch im entgegengesetzten Sinne zum Teile oder ganz und gar unmöglich gemacht wird. (Fig. 6 und Dyas: Staßfurt, S. 328, Fig. 329.)

Abflußlose Binnenseen sind auch die Salzseen der Kirgisensteppe in Rußland, deren bedeutendster der Eltonsee (mit einem Salzgehalte bis 29 Prozent) ist;» dann der Große Salzsee (Salzgehalt etwa 20 Prozent) von Utah in Nordamerika und andere.

Das Salz dieser Seen ist auf die durch die fließenden Gewässer stetig zugeführten Salze zurückzuführen, wenngleich der Salzgehalt der letzteren im allgemeinen ein recht geringfügiger ist. Der Salzgehalt der Donau (oberhalb Wien) schwankt z. B. zwischen P46 (bei Hochwasser) und P99 (bei Niederwasser), jener des Rheins (oberhalb Köln) zwischen 158 und 2⁻22 in 10.000 Teilen Wasser, — im Jordan dagegen beträgt der Salzgehalt 11 -68 (wovon 6‘03 Teile auf Chlornatrium entfallen).

Die Gase, welche im Meerwasser (und ebenso auch im Sttß-wasser) gelöst Vorkommen, sind hauptsächlich: Sauerstoff, Stickstoff und Kohlensäure. Von dem Vorhandensein dieser Gase hängt die Möglichkeit des organischen Lebens im Wasser ab.

Der im Wasser gelöste Sauerstoff ist für die durch Kiemen atmenden Tiere unentbehrlich. Sauerstoff und Stickstoff werden vom Wasser aus der Luft aufgenommen. Das Wasser absorbiert aber die Luft nicht als solche, sondern es löst den Sauerstoff in verhältnismäßig größerer Menge. Im Wasser sind Stickstoff und Sauerstoff im Verhältnis von 66 : 34 (L9 : 1) enthalten.

Die Wasserpflanzen entnehmen den zu ihrer Ernährung nötigen Kohlenstoff der im Wasser in den oberflächlichen Schichten gelösten Kohlensäure; die Landpflanzen nehmen ihn aus dem Kohlensäuregehalte der Luft.

Die Dichte des Meerwassers liegt infolge des großen Salzgehaltes zwischen 0°und 15° C bei L027.

In bezug auf die Temperatur, die größte Dichte und den Gefrierpunkt verhalten sich Süß- und Salzwasser sehr verschieden.

Das Süßwasser hat seine größte Dichte bei 4°C, seinen Gefrierpunkt bei 0°. Eine Folge davon ist die Erscheinung, daß in allen tieferen Seen das unter 40—50 m lagernde Wasser während des ganzen Jahres eine Temperatur von nahezu 4°C mit kaum merkbaren Schwankungen

zeigt, während sich das Wasser an der Oberfläche im Sommer erwärmt, im Winter aber soweit abkühlt, daß die Eisbildung von der Oberfläche aus vor sich geht.

Das Meerwasser hat infolge seines Salzgehaltes sein Dichtigkeitsmaximum nicht bei 4°C, sondern erst bei —4° bis —5°C, je nach dem geringeren oder größeren Salzgehalte. Der Gefrierpunkt liegt bei mittlerem Salzgehalte bei —2,2°C.

Die Folge dieser Eigentümlichkeiten des Meerwassers ist, daß in den tiefen Polarmeeren die Temperatur unter Null sinken kann, und zwar bis unter —2°, und daß in großen Meerestiefen, selbst unter den Tropen, eine Temperatur zwischen +3 und —2‘5C C herrscht. Im allgemeinen nimmt die Temperatur des Meerwassers bis zu den tiefsten Schichten gleichmäßig ab.

3. Die Lithosphäre. Die Erde besteht, soweit wir sie der Tiefe nach kennen, aus Gesteinen oder Felsarten (Gebirgsarten). Von der alten Vorstellung, daß das Innere der Erde sich in einem schmelzflüssigen Zustande befinde, rührt die Bezeichnung Erdrinde oder Erdkruste her, womit wir in der Regel den uns bekannten äußeren Teil der Erdkugel bezeichnen.

Die Verteilung von Festländern und Ozeanen auf der Erdoberfläche ist keine beständige und war von jeher einem oft sehr weitgehenden Wandel unterworfen. Für die Festländer wird uns das Vorkommen von ehemals und zu bestimmten Zeiten vom Meere überdeckten Räumen mit fortschreitender Erkenntnis immer genauer bekannt, für die um so viel größeren Ozeanbecken dagegen werden wir immer auf mehr oder weniger gesicherte Annahmen angewiesen bleiben, wobei uns die Verteilung der Lebewesen von heute vielfach zu Hilfe kommt. Diese Fragen hat Fr. Toula vor kurzem zusammenfassend zur Darstellung zu bringen gesucht: Das Wandern und Schwanken der Meere. (Schrift, d. Ver. zur Verbr. naturw. Kenntn., Wien 1908.) Ein Blick auf einige der Karten dieser Abhandlung wird erkennen lassen, wie sich die Verteilung der Meere stetig änderte, wie die Meere über frühere Festländer hinübergriffen (Transgressionen), um in späterer Zeit wieder in andere Räume zu gelangen und früher meerbedeckte Gebiete zu Festländern werden zu lassen. Man wird dabei unschwer ersehen, inwieweit der Annahme einer Fortdauer (Persistenz) der Ozeanhauptbecken eine Berechtigung zukommt.

Die höchsten Erhebungen der Lithosphäre (der Mt. Everest im östlichen Himalaja, 8840 m hoch) entsprechen nur annähernd den größten gemessenen Meerestiefen (8341—9788 m). Die mittlere Höhe der Festländer über dem Meeresspiegel ist aber viel geringer (sie beträgt nur etwa 700 m) als die mittlere Tiefe der Meere (3400 m) und macht also beiläufig nur 4 der letzteren aus.

Die mittlere Höhe von Europa wird angegeben zwischen 280 und 375 m, jene von Asien zwischen 879 und 1010 m, von Afrika

zwischen 602 und 670 m, von Australien zwischen 240 und 470 m, von Nordamerika zwischen 575 und 830 m, von Südamerika zwischen 537 und 760 m. Daraus wurde für die gesamte Erdoberfläche über dem Spiegel des Meeres eine mittlere Höhe zwischen 646, 744 und mit der Antarktis 825 m berechnet.

Die obersten Schichten der Erde zeigen Temperaturschwankungen, welche von der Stärke der Sonnenbestrahlung (Insolation) und von der Ausstrahlung der dadurch erwärmten Erde abhängig sind. Die von dem täglichen Temperaturwechsel abhängigen Schwankungen erstrecken sich zumeist nur bis in eine Tiefe von etwas über 1 m. In größerer Tiefe sind nur mehr die jährlichen Temperaturschwankungen bemerkbar. Sie nehmen mit der Tiefe immer mehr ab und verschwinden im mittleren Europa bei einer Tiefe von 20 bis 25 m gänzlich. In der Region mit veränderlicher Temperatur findet steter Wärmeaustausch statt. Die im Sommer aufgespeicherte Wärme wird im Winter wieder abgegeben. (Abschmelzen des Schnees an der Erdoberfläche bei mächtiger Schneedecke. Nach J. Hann 1905.) In jener Tiefe herrscht dagegen eine konstante Temperatur, welche beiläufig der mittleren Jahrestemperatur des betreffenden Ortes entspricht. Von hier an nimmt die Temperatur mit der Tiefe zu, und zwar, wie die Beobachtungen in Bergwerken, in Bohrlöchern, in Tunnels und in artesischen Brunnen ergeben haben, in einem recht verschiedenen Verhältnisse.

Die größte im Paruschowitzer Bohrloche bei Rybnik in Preußisch-Schlesien erreichte Tiefe beträgt 2003 m, also erst jgVo des Erdhalbmessers (!). In noch größere Tiefe reicht das Bohrloch von Czuchow in Preußisch-Schlesien (2239‘7 m). Im Simplontunnel liegt die höchste Stelle der Oberfläche (2640 m) über dem Tunnel.

Genau studiert wurde die Temperaturzunahme im Bohrloche von Sperenberg (südl. von Berlin) bis 1273 m. — Andere Tiefbohrungen erzielten: bei Schladebach (zwischen Merseburg und Leipzig) 1748m, zu Lieth bei Altona 1259 m, bei Eu (unweit Staßfurt) 1293 m.

Die tiefsten Bergbaue sind: Der Mariaschacht zu Pfibram mit 1165 m, der Adalbertischacht zu Pfibram (1912) mit 1182'4 m, der Red Jacketschacht in der Calumet- und Heclamine (Nordamerika) mit 1494 m, der Schacht Prinzeß Dagmar (Bendigo Goldfeld in Australien) mit 1597 m.

Man nennt die Tiefenzunahme, der eine Temperaturerhöhung von 1°C entspricht, die geothermische Tiefenstufe. Die verschiedenen Werte derselben an verschiedenen Orten müssen aus örtlichen Verhältnissen erklärt werden. Flächen gleicher Erdwärme nennt man Geoisothermen.

Beispielsweise sei angeführt, daß die geothermische Tiefenstufe gefunden wurde : im Adalbertischacht in Pfihram mit 65 m, zu Schemnitz mit 41-4 m (Erzbergbaue); bei der Schladebacher Tief bohrung mit 357 m, bei Paruschowitz mit 34*1 m, in Sperenberg bei Berlin mit 337 m, im artesischen Brunnen von Grenelle in Paris (532 m tief) mit 30 m, in Pegny bei Genf mit 292 m, im Bohrbrunnen von Neusalzwerk in Westfalen (675m tief) mit 29 m; in den Steinkohlengruben von Anzin (Nordfrankreich) mit 25‘9—15"4 m, bei der Bohrung von Neuffen in Württemberg (in vulkanischem Gebiete, 339 m tief) mit etwa 11 m, bei der Bohrung von Pecheibronn im Unterelsaß (Erdölgebiet) aber mit 12*2 m (bis 305 m Tiefe) und mit 8-2 m (bis zur Tiefe von 620 m). Die kleinste bis nun bekannte Tiefenstufe ergab sich im Ossegger Braunkohlenrevier, bei der Annäherung an das Kohlenflöz: nach H. Höfer (1904) in den Gruben mit 279—13, in Bohrlöchern mit 4—875 m. (Beim Kohlungsprozeß frei werdende Wärme.)

Im Simplontunnel hat H. Schardt (1914) die geothermische Tiefenstufe mit Werten zwischen 27 und 71*3 m berechnet und die Abhängigkeit dieser Angaben von der Oberflächenbodentemperatur, von den Lagerungs Verhältnissen des Gebirges und von der Wasserführung der Gesteine dargelegt (Fig. 280, S. 275).

J. Pr est wich hat die geothermische Tiefenstufe nach 530 Beobachtungswerten mit 26'5 m angenommen. J. Hann (1905) gibt den mittleren Wert von 35 m an.

Von hoher praktischer Bedeutung ist die Ermittlung der in einer bestimmten Tiefe anzutreffenden Temperatur sowohl für den Berg- als auch für den Tunnelbau, da von dem Wärmegrade die Möglichkeit menschlicher Arbeit abhängt. Als Beispiel sei auf die Ergebnisse hingewiesen, welche beim Bau des St. Gottbardtunnels durch Dr. F. M. S tap ff gefunden wurden. Auf der Nordseite wurden 658 m unter Tag 22‘4°C, auf der Südseite in 1074 m Tiefe 27*3° C gemessen. Für den Scheitel des Tunnels rechnete Stapff die anzutreffende Temperatur mit 32'84 ± 2'55° C voraus; gefunden wurden daselbst (1882) 30‘42°C (Fig. 7).

J. F. Hoffmann hat (1903) auf das Verhältnis der Wärmeleitung in verschiedenen Gesteinen hingewiesen. Durch schlechter leitende Sedimentgesteine könne es za Wärmestauungen kommen und könnten die Geoisothermen unter solchen Wärmeleitern ansteigen. Bei einer gewissen Temperatur (130°C) würden zersetzbare organische Reste bei ihrem Zerfall große Wärmemengen liefern.

Die Gesteinszusammensetzung, der innere Bau und die Bildung der festen Erdkruste sind der Gegenstand der speziellen Geologie

4. Das Erdinnere oder der Erdkern. Das Innere der Erde ist unserer direkten Beobachtung verschlossen. Wir können daher nur aus den schon angeführten Erkenntnissen und aus den Erscheinungen in den äußeren Teilen der Erde Schlüsse ziehen auf die Beschaffenheit des Erdinnern. Die wichtigsten Erscheinungen, aus welchen wir zunächst auf den Aggregatzustand des Erdinnern schließen können, sind: 1. Die mit der Tiefe fortschreitende Zunahme der Temperatur in der Erdrinde, 2. die heißen Quellen (die höchste Wassertemperatur im Geiser auf Island beträgt in 32 m Tiefe über 125° C), 3. die Vulkane, aus deren Innern schmelzflttssige Gesteinsmassen (Laven) an die Erdoberfläche hervorbrechen. (Die verschiedenen Ausbruchsgesteine haben ihre Schmelzpunkte unter gewöhnlichem Atmosphärendrucke zwischen 900 und mehr als 1700° C.)

—zur J/ordsee * zum Millelmeer—

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Fig. 7. Temperaturverteilung im St. Gotthard-Tunnel. (Nach F. M. Sta’pff.)

Die Schmelztemperaturen betragen nach C. Dölter (1901—1903) für Granit von Predazzo 1240°, für Phonolith 1090°, Vesuvlava 1080°, Ätnalava 1010°. Die Vesuvlavà vom 22. Sept. 1904 schmolz bei 984°.— Von Mineralien schmelzen nach C. Dölter: Hornblende bei ungefähr 1100°, Augit bei 1175°, Sanidin bei 1160°, Muscovit bei 1260°-J-, Olivin bei 1270—1400°, Bronzit bei 1360°. Nach A. Brun schmelzen Anorthit und Leueit bei 1500°, Albit bei 1250°. Die Angaben verschiedener Forscher gehen zum Teil noch weit auseinander: J. H. L. Vogt nimmt für den Kalifeldspat z. B. 1300° als Schmelzpunkt an. Der letztere hat (Christiania 1904) ausführliche Darlegungen gebracht über die Schmelzpunkterniedrigung bei Gemischen. Der Schmelzpunkt des Gemisches liegt nahe dem niedersten Schmelzpunkte der einzelnen Bestandteile. Über die Schmelz-punkterhölmngen infolge erhöhten Druckes sind die Angaben noch sehr verschieden. Während J. H. L. Vogt für Feldspat oder Augit in 100 Jcm Tiefe und bei einem Druck von 27.000 Atmosphären eine Schmelzpunkterhöhung von ungefähr 1200° auf 1335° berechnet, hat C. Dölter den maximalen Schmelzpunkt bei 40.000 Atmosphären Druck mit 2300 angenommen. Diese Annahmen unterscheiden sich im Verhältnis von 0‘005 : 0’025° für die Atmosphäre. Die Versuche wurden natürlich an trockenen Schmelzflüssen ausgeführt, während bei magmatischen Schmelzflußmassen außer dem hohen Druck auch noch die Durchtränkung mit Gasen in Betracht kommt.

Alle diese Erscheinungen führen zu der Annahme, daß in größerer Tiefe sehr hohe Temperaturen herrschen müssen, Temperaturen bis zum Schmelzpunkte der vulkanischen Gesteine und darüber, und mithin zu der Hypothese von einem schmelzflüssigen Erdinnern, welches wir als Pyrosphäre bezeichnet haben. Die im Schmelzflüsse befindlichen Innenmassen pflegt man als Magma, die betreffende Region des Erdinnern als die magmatische zu benennen.

Nach dem angenommenen durchschnittlichen Werte der geothermischen Tiefenstufe (ungefähr 30 m für 1°C) müßte die Pyrosphäre in einer Tiefe von etwas über 50 km beginnen, wenn man eine gleichmäßige Temperaturzunahme annehmen dürfte, woraus man auf die Dicke der Lithosphäre schließen könnte; dieselbe würde unter dieser Annahme nur yj!> des Erdradius (!), ihr Volumen aber etwa 25.000 Milk km3 betragen oder bei einem Erdvolumen von 1 083 Bill. km³ etwa desselben ausmachen. Über die Beantwortung der Frage, in welchem Aggregatz.ustande sich das Innere unseres Planeten befinde, besitzen wir keinerlei Sicherheit. Auf Grund der Erkenntnis, daß Gase und Dämpfe unter Anwendung hohen Druckes verflüssigt werden können und daß durch Druckwirkung die Schmelzbarkeit fester Körper vermindert, d. h. der Schmelzpunkt erhöht werden kann, haben manche Forscher die Meinung vertreten, der Kern der Erde sei starr und nur unter der festen Kruste, wo der Druck ein geringerer ist, könne der Zustand der Schmelzflüssigkeit bestehen. G. Tammann hat durch Versuche (zwischen —80 und -j- 200°) an verschiedenen Stoffen, die Einwirkung des Druckes auf den Schmelzpunkt festzustellen gesucht (1903): Erhöhung der Schmelztemperatur bei Druckzunahme bis zu einer gewissen Grenze, jenseits welcher bei weiterer Erhöhung des Druckes der Schmelzpunkt langsam sinkt. H. Tertsch (1907) hat daraus auf die Zustände des Erdinnern und auf das Vorhandensein flüssiger Regionen in der Kruste geschlossen.

Aus dem Maße der Bewegungsunregelmäßigkeiten der Erde, welche man in der Nutation der Erdachse und in der Präzession der Tag- und Nachtgleichen gefunden hat, schloß der englische Astronom Hopkins auf eine Erdkrustendicke von 1300—1600 km und William Thomson (Lord Kelvin) auf einen Grad der Starrheit des Erdinnern größer als den einer Stahlkugel. G. V. Schiaparelli dagegen ließ (1889) die Frage als eine offene bestehen und auch O. Fisher (1881) bestritt die Zulässigkeit der Annahme, das Erdinnere müsse starr sein, was übrigens schon viel früher von dem französischen Astronomen Ch. E. Delaunay (1868) unter dem Hinweise auf den Umstand geschehen war, daß jene Störungen im Verhältnisse zur Hauptbewegung der Erde nur ungemein langsam erfolgen, so daß selbst flüssige

Massen im Innern Zeit genug hätten, den auf die Kruste ausgeübten Bewegungsstörungen zu folgen, weshalb sich die Vorgänge vollziehen würden, als ob die Erde durchaus starr wäre; wrobei noch in Betracht kommt, daß das hypothetisch als flüssig angenommene Erdinnere nicht unvermittelt an die starre Kruste grenzen dürfte, sondern daß verschiedengradige halbflüssige Zustände dazwischen anzunehmen sein würden. — Hier kommen die interessanten Experimente mit Glasschmelzflüssen in Betracht, welche Werner Siemens (1878) zu dem Ergebnisse führten, daß Druckwirkungen nur den Übergang aus dem dünnflüssigen in den dickflüssigen Zustand befördern könnten, nicht aber jenen aus dem zähflüssigen in den starren, was er auf die Erstarrungsvorgänge in dem hypothetischen flüssigen Erdinnern anzuwenden versuchte. — Auch die Flutwelle des flüssigen Erdinnern wurde rechnerisch in Betracht gezogen, wobei obige Annahmen gleichfalls gelten können.

Auf die stoffliche Zusammensetzung des Erdinnern können wir schließen aus dem Vergleich der geringen Dichte der äußeren Erdhtillen mit der hohen mittleren Dichte des ganzen Erdballes (5*6) und aus der Erwägung der Tatsache, daß die dichtesten Gesteine der Lithosphäre, die an Magnesiumsilikaten reichen Basalte und Olivingesteine (D = 29 — 3*6) zugleich die eisenreichsten Gesteine sind. Aus dem Angeführten ergibt sich, daß die mittlere Dichte der Massen des Erdinnern größer sein muß als die mittlere Dichte der Erde. Man hat daher den Erdkern mit Kecht auch als Barysphäre der Erde bezeichnet und es ist wahrscheinlich, daß das Erdinnere vorherrschend aus Eisen (D = 7-8) bestehe. Die Dichte für das Zentrum der Erde hat F. R. Helmert übrigens mit 1F2 berechnet, was auf die Gegenwart noch schwererer Metalle schließen läßt.

E. Wiechert hat (1897) angenommen, der Kern der Erde betrage f, der „Steinmantel“ -§■ des Erdradius. Bei seinen Erdbebenstudien kam Wiechert übrigens zur Feststellung einer Erdkrustendicke von unter 100 km. H. Benndorf bestimmte sie mit \ des Erdradius (wie Hopkins) und denkt in 100—200 km Tiefe an den Bestand einer plastischen Schichte von geringer Mächtigkeit.

Der amerikanische Geologe J. Dana meinte, daß etwa -f des ganzen Erdkörpers aus Eisen bestehen. Der eiserne Erdkern müßte unter dieser Voraussetzung in einer Tiefe von etwa 800 km beginnen. Zu der Annahme von einem aus Eisen bestehenden Erdkerne berechtigen uns auch die Trümmer anderer Weltkörper, welche von Zeit zu Zeit auf unsere Erde fallen, die Meteoriten. Diese setzen sich zusammen aus Gesteinsmassen, welche den Laven unserer Erde ähnlich sind, aber mehr oder weniger von gediegenem Eisen umschließen (Meteor-

steine), oder aus Massen von gediegenem, nickelhaltigen Eisen (Meteor ei sen). Beide Arten von Meteoriten werden als Bruchstücke zersprengter Himmelskörper aufgefaßt und es ist eine wahrscheinlich berechtigte Vorstellung, daß die Meteorsteine als die Trümmer der Lithosphären, die Meteoreisen aber als die Trümmer der Kerne oder der Barysphären jener Himmelskörper aufzufassen seien.

Aus der Wechselbeziehung zwischen der hohen Innentemperatur der Erde, welche z. B. A. Ritter (1879) für den Erdmittelpunkt mit ungefähr 100.000° C, und dem hohen Drucke, den er mit 3 Millionen Atmosphären berechnete, schlossen er und nach ihm K. Zöppritz (1881) und S. Günther (1892) auf einen gasähnlichen überkritischen Zustand des Erdinnern, auf ein „Gas“ von so weitgehender Zusammenpressung, daß man sich dasselbe als absolut starr vorstellen müsse, so daß, wie Zöppritz sagte, „der ganze Energievorrat in potenzieller Energie bestehen“ würde. Auch S. Arrhenius (1907) glaubt, daß in einer Tiefe von 300—400 km eine so hohe Temperatur herrschend sei, daß kein Stoff anders als in Gasform bestehen könne. Diese Gase sollen sich wie ein zähflüssiges Magma verhalten, in welchem Eisen den Hauptbestandteil bilde. Über diese Wechselbeziehungen fehlen uns alle sicheren Erkenntnisse. E. Reyer war auf Grund der Beziehungen zwischen Druck- und Temperaturzunahme schon 1877 der Ansicht, daß die erstere über die letztere das Übergewicht erhalten und daß daher in einer gewissen Tiefe eine „bedingte Starrheit“ herrschen müsse. Bei einer örtlichen Verminderung werde der entlastete Teil des Erdinnern, des Magmas, wieder beweglich, flüssig und könne dann als Lava empordringen, ausbruchsfähig werden. — Eine Fülle von Hypothesen!

Neue Gesichtspunkte für die Betrachtung des Zustan

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TAFEL VIII.

TAFEL XV.

TAFEL XXI.

TAFEL XXIX

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) Leitfaden für Mineralogie und Geologie von v. Hoehstetter und Bisching (Wien, bei Holder), in der von Toula und Bisching besorgten neuen Herausgabe (11. Aufl. 1895, 19. Aufl. 1906, 28. Aufl. 1915).

²

)    In größeren Höhen bis zu 70 km soll eine „Stickstoffatmosphäre“, über dieser Höhe eine „Wasserstoffatmosphäre“ herrschen.

³

)    Arrhenius (1907) hat berechnet, daß eine Verminderung des Kohlensäuregehaltes auf etwa die Hälfte des jetzigen eine Erniedrigung der Temperatur um 3—4°, eine Vermehrung um das Zwei- bis Vierfache eine Erhöhung um 4—8° zur Folge haben müsse. Wenn alle Kohlensäure aus der Atmosphäre verschwände, würde die Temperatur der Erdoberliäche um etwa 21° sinken. Eine irgendwie stichhältige Erklärung solcher Veränderungen während der diluvialen Eiszeit mit ihren interglazialen Zeitabschnitten kann nicht gegeben werden. Fr. Frech versuchte nachzuweisen, daß Perioden mit großer vulkanischer Tätigkeit (große Kohlensäure-Entbindung) wärmeres Klima besaßen. Vor allem hat Ängström auf Grund physikalischer Untersuchungen dargetan, daß eine Vermehrung des C0₂-Gehaltes keinen Einfluß auf die Absorption der Sonnenstrahlen ausüben könne, eine Verminderung aber erst beim Sinken auf weniger als 20°/₀ des heutigen. — Diese Darstellung wird nur als ein Beispiel gegeben, wie vorsichtig man bei der Aufstellung von Hypothesen sein müsse. — (Man vergleiche Em. Kayser, Zentralbl. f. Mineral, usw., 1908, S. 553—556.)

⁴

) A. Supan (1911) hat die Landoberfläche mit 149 Mill.km², die Wasserfläche mit 361 Mill, km² berechnet und das Verhältnis wie 1 : 2-4.

Neue Gesichtspunkte für die Betrachtung des Zustandes des Erdinnern ergaben sich aus dem Studium der Fernbeben (man vgl. auch Erdbeben S. 56 ff.). Man hat die Aufzeichnungen der Erdbebenmesser (Seismographen) zu deuten versucht und aus den Geschwindigkeitsverschiedenheiten der Erdbebenwellen auf die Verschiedenheit der Zustände in verschiedenen Tiefen geschlossen. Auf diese Weise kam man zur Annahme einer äußeren Kugelzone bis zu etwa 1200 km, einer zweiten bis etwas über 1700 km und einer dritten bis gegen 2500 km. (L. Geiger und B. Gutenberg über Erdbebenwellen, 1902.)

C. Die Wechselwirkungen der einzelnen Glieder des Erdganzen aufeinander (dynamische Geologie).

1. Die Reaktionen des Erdinnern gegen die Oberfläche.

Vulkanische Erscheinungen. Ein Vulkan ist ein Berg, an welchem Ausbrüche schmelzflüssiger Massen (Eruptionen) wahrgenommen werden. Die Öffnungen am Gipfel oder an den Seiten (Fig. 8 und 9), durch wrelche die Ausbrüche stattfinden, heißen Krater (Gipfelkrater und

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Fig. 8. Schematische Darstellung eines Vulkans.

a Vulkanischer Ausbruchsschlot; b seitlicher Durchbruch; c Gipfelkrater; d seitliche Ausbruchsstellen (Adventivkrater bildend); e Lavastrom; f lockere Auswurfsmassen; g durchbrochenes Grundgebirge.

Seitenkrater) und das schmelzflüssige Gesteinsmaterial, welches bei Ausbrüchen aus der Tiefe der Erde an die Oberfläche dringt und durch die Kraft der mit demselben ausbrechenden Gase und Dämpfe in Brocken- oder in Staubform ausgeschleudert wild oder aus den Kratern fließt, nennt man Lava.

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Fig. 9. Ausbruch des Vesuv im Mai 1855. (Nach Jul. Schmidt.)

Zentraler Kegel auf der Kordseite durch eine Spalte aufgerissen, aus der die Lavaströme sich in das

Atrio ergießen.

Betrachtet man eine Erdkarte, auf welcher die tätigen Vulkane eingezeichnet sind, so ergibt sich, daß dieselben an gewisse Regionen gebunden erscheinen. Wir treffen sie vor allem an den Rändern der

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Fig. 10. Die Vulkanreihe der Sundainseln.

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Festländer, nalie den Küsten und auf Inseln, förmlich in Reihen hintereinander angeordnet. Solche Vulkanreihen umziehen z. B. die Ostseite von Asien: von Kamtschatka erstrecken sie sich über die Kurilen, durch Japan bis Formosa und über die Philippinen. Eine Reihe von Vulkanen läßt sich verfolgen von Sumatra über ganz Java bis gegen Neuguinea (Fig. 10). Anderseits sind solche Reihen vulkanischer Berge

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Fig. 11. Der Vesuvkegel und -krater im Jahre 1885.

Bomben- und Lavafladenauswürfe.

(Nach einer Photographie von Sommer in Neapel.)

entlang der Westküste von Nord- und Südamerika weithin zu verfolgen, so daß der Große Ozean förmlich umgürtet erscheint von vulkanischen Bergen. Auch die tätigen Vulkane Europas liegen auf solchen Störungszonen, teils an der Küste (Vesuv), teils auf Inseln (Stromboli, Ätna, Santorin). Man vergleiche die geologische Erdkarte unter der Bezeichnung „Jüngere vulkanische Gesteine“.

Vor einiger Zeit (1894) hat übrigens W. Branca an den zahlreichen (mehr als 120) kleinen Ausbruchsstellen auf der Schwäbischen Alb gezeigt, daß vulkanische Ausbrüche auch in ungestörten Gebieten

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Fig. 12. Der Vesuvkegej nach der letzten Eruption (5.—9. April 1906).

Nach einer photographischen Originalaufnahme von Dr. d. techn. Wissensch. Richard Doht (5. Mai 1906), am Wege von Boscotrecase zum Krater, von Süd gegen Nord schauend.

eintreten können. Ähnliches mag ebenso für viele andere Durchbruchs-stellen gelten, z. B. für die auf die Kreide aufgesetzten Kegel aus vulkanischem Gestein im nördlichen Böhmen.

Die Form der meisten Vulkane ist die von mehr oder weniger abgestutzten, sanft geböschten, auf ihren Gipfeln vertieften Kraterbergen, welche durch die lockeren Auswurfsprodukte und Lavaergüsse der Eruptionen allmählich aufgebaut wurden.

Die Dimensionen der Vulkane sind sehr verschieden. Der Winkel, unter welchem ihre Abhänge geböscht sind, schwankt zwischen 3° an der Basis und 40° an den obersten Hängen. Die Höhe ist bei allen tätigen Vulkanen eine wechselnde. Eine fortgesetzte mäßige vulkanische Tätigkeit erhöht im allgemeinen den Berg durch die um

den Krater sich anhäufenden Eruptionsprodukte; hei sehr heftigen Ausbrüchen werden aber die Gipfel häufig zerstört, fortgeschleudert oder sie sinken nach dem Ausbruche teilweise in sich zusammen. Die Figuren 11 und 12 geben im Vergleiche mit den Figuren 9 (S. 28) und 22 (S. 35) von 1855 eine Vorstellung von den Formveränderungen des Vesuvkegels infolge der Anhäufung von Auswurfstoffen. Durch den Ausbruch am 4. April 1906 erfolgten abermals wesentliche Änderungen, welche von G. Mercalli geschildert wurden. Vorher 1335 m hoch verlor er im W 85, im NNO aber etwa 180 m. Große Bergrutsche hatten stattgefunden. Der Durchmesser des steil-wandigen Kraters wurde mit 500 m angegeben.

Während der Monte Nuovo im Westen von Neapel nur 130m hoch ist, betrug die Meereshöhe des Vesuv 1285, im Jahre 1901 aber 1301 m und später sogar 1335 m, jene des Ätna 3274, des Pic von Teneriffa 3710,

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Fig. 13. Vulkanprofile mit richtigen Böschungswinkeln der Hänge. (Nach A. Penck.)

Hawaii im Maßstabe yon 1 : 2,500.000, die übrigen im Maßstabe von 1 : 500.000.

des Chimborazzo 6310 m. Der Mauna Kea auf Hawaii, 4237 m über dem Meere, erhebt sich als eine der Spitzen eines vom Meeresgründe etwa 9000 m hoch aufragenden Kegelberges (Fig. 13).

Der Krater ist die obere, meist trichterförmig erweiterte Mündung des Kanals, durch welchen die Verbindung des „vulkanischen Herdes“ mit dem Luftkreise oder jene der Pyrosphäre mit der Atmosphäre stattfindet. Die Dimensionen der Krater sind außerordentlich ungleich und wechselnd: von schwachen Einbrüchen am Gipfel des Vulkans bis zu schroffen, kesselförmigen Vertiefungen, mit 5 hm Durchmesser und darüber. Der Krater des Stromboli (auf der Liparischen Insel Stromboli) mißt 670 m, der des Ätna etwa 450 m, jener des Popocatepetl (in Mexiko) 1600 m und derjenige des Kilauea auf Hawaii etwa 4700 m im Durchmesser. Der Krater des Tengger auf Java soll 6000 m, jener des Ngoróngora (Deutsch-Ostafrika) 22000 m weit sein.

Das geschmolzene Gesteinsmaterial der Lavaströme (der Schmelzpunkt der betreffenden Gesteinsarten liegt zwischen 900 und 1700° C) erstarrt an den Abhängen der Vulkane zu festem, vulkanischen Gestein und wird dann, je nach seiner mineralogischen Zusammensetzung, Basalt- oder Trachytlava genannt.

Dem Aussehen nach erscheinen die Lavaströme recht verschieden je nach dem Grade der Flüssigkeit und je nachdem die Erstarrung ruhig oder unter vielfachen kleineren oder größeren Gas-und Dampfentbindungen erfolgt. Man unterscheidet darnach : die wulstige Fladen- oder Gekröselava (Fig. 15) von der rauhflächigen, zackigen, zerrissenen „spratzigen Lava“. An die letzfere schließt sich

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Fig. 14. Blocklava von Hilea auf Hawaii. (Nach C. E. Dutton.)

die „Block- oder Schollenlava“ an, die beim Erstarren in Blöcke oder Schollen mit rauhzackiger Oberfläche zerfällt (Fig. 14).

Die zerkleinerten, pulver- oder brockenförmigen Massen vulkanischen Gesteines, welche aus den Kratern vieler Vulkane emporgeschleudert werden und auf den Vulkankegel niederfallen, werden je nach der Größe ihres Kornes verschieden benannt. Die feinsten, staubförmigen Eruptionsprodukte nennt man „vulkanische Asche“, gröbere Materialien, welche oft aus ringsum ausgebildeten Kristallen bestehen, dagegen vulkanischen Sand (z. B. der Augitsand des Stromboli). Haselnuß- bis walnußgroße Schlackenbrocken bezeichnet man als Rapilli oder Lapilli; faustgroße bis iiberkopfgroße erstarrte Lavaschlacken, welche infolge einer während des Fluges ein-tretenden rasch rotierenden Bewegung zuweilen eine rundliche, keulen-

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Fig. 15. Gekröse- und Fladenlava des Vesuv. (Mit dem Observatorium.)

Im Vordergrunde Partien, an welchen noch die Anzeichen der trägfließenden Bewegung zu erkennen sind. (Nach einer Photographie.)

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förmige oder ellipsoidisclie Gestalt erhalten, heißen „vulkanische Bomben“ (Fig. 16); noch größere Auswürflinge werden vulkanische Blöcke genannt. Besonders unter den letzteren finden sich auch Trümmer des von dem Eruptionsschlote durchbrochenen Grundgebirges, über dem sich der Vulkan erhebt. Hamilton schätzte einen solchen Auswürfling des Vesuv auf 1001 Gewicht,

A. v. Humboldt aber führt einen Block von 200 t an, der bei einer Eruption des Cotopaxi ausgeworfen worden sei. Ganz enorme Blöcke, welche durch Gase und Dampfmassen bei den Ausbrüchen des Mont Pelée befördert wurden, hat A. Lacroix durch photographische Bilder zur Darstellung gebracht. Den einen möchte man auf mehr als 360, den größten aber auf weit über 1000 t Gewicht schätzen (!).

Erfolgt die Ablagerung loser Eruptionsprodukte gemengt mit Wasser oder im Wasser, so entstehen „vulkanische Tuffe“.

Manche Vulkane bildeten sich während eines einzigen Ausbruches; für sie könnte man die Bezeichnung monogene Vulkane (A. Stübel, 1901) gelten lassen. Als Beispiele sollen der 1538 bei Pozzuoli unweit Neapel in wenigen Tagen entstandene Monte Nuovo und mehrere der von F. v. Hochs tetter untersuchten kleinen, 300 bis 400 m hohen Vulkane von ideal-schönem Aufbau auf dem Isthmus von Auckland angeführt werden.

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(Nach Fr. Berwerth.)

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Fig. 17. Lavagänge im Tuffe des Ätna. Durch Erosion entblößt.

(Nach W. Sartorius von Waltershausen.)

Da die vulkanischen Kegelgebirge in der Regel aus dem Ausbruchsmateriale allmählich aufgeschüttet und aufgebaut sind, so be-

Toula, Geologie. 3. Aufl.

stehen sie aus abwechselnden, mehr oder weniger mächtigen, neben-und übereinander gelagerten Lavaströmen, aus Lagen von losen Auswürflingen, welche oft wieder von Lavagängen (z. B. Gänge im Tuff des Ätna, Fig. 17), den Ausfüllungsmassen von Rissen und Klüften, durchsetzt werden, und aus geschichteten Tuffabsätzen. (Geschichtete Vulkanberge oder Stratovulkane, Fig. 8, S. 28.) Gewisse vulkanische Berge früherer Ausbruchsperioden, die zum großen Teile durch nachherige abtragende Tätigkeit der Atmosphärilien zerstört worden sind („Vulkanruinen“), zeigen einen massigen Bau; sie erscheinen vielfach als Basalt-, Trachyt- oder Phonolithkegel oder -kuppen und werden wohl auch als „massige oder homogene Vulkane“ oder als „Quellkuppen“ bezeichnet (Fig. 18—21).

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Fig. 18. Der große Puy de Sarcouy (Trachytkuppe) mit zwei halb zerstörten Aschenkegeln: Puy la Goutte und dem kleinen Sarcouy in der Auvergne. (Nach G. Poulett Scrope.)

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Fig. 19. Die „Marmelon Central“. Eine Kuppe aus zähflüssiger Lava am Gipfel des Vulkans von Bourbon. (Nach Bory de St. Vincent und Poule tt Scr ope.)

Fig. 20. Idealer Durchschnitt der „Marmelon Central“. (Nach Poule tt Scr opes Vorstellung.)

Klassische Gebiete für solche Vulkanruinen sind die Auvergne und das Böhmische Mittelgebirge (Fig. 21).

Nach P. Scropes Vorstellung hätten wir uns manche derselben als wie aus einem Schlote hervorgequollen vorzustellen, wobei sich ein Erguß über den anderen legte, während nach E. Reyer die nachfolgenden Ergüsse, die „Nachschübe“, in die noch zähflüssigen früheren Ausbruchsmassen fort und fort hineingepreßt worden sein sollen.

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Fig. 21. Basaltkuppen am Ostabhange des Böhmischen Mittelgebirges, von der Skalitzer Wostray aus. (Nach einer Photographie von H. Eckert.)

Nach P. Scrope wäre die innerste Masse die älteste, nach Reyers neuerer Vorstellung aber die jüngste Bildung, F. v. Hochstetter hat (1871) die homogenen Domvulkane als im Innern des Schlackenmantels erstarrte Kernmassen aufgefaßt, eine Vorstellung, welche an

G. K. Gilberts später ausgesprochene über die Entstehung der Lak-kolithe erinnert (Fig. 126, S. 140). Durch nachherigen Abtrag des Mantels seien jene Kerne bloßgelegt worden. Phonolith-, Porphyr- und Porphyritkuppen könnten auf diese Weise erklärt werden.

Die senkrechten Lavagänge sind häufig Ausfüllungen von radial vom Krater ausstrahlenden Spalten (Fig. 17 u. 8, S. 33 u. 28). Auf solchen seitlichen oder radialen Spalten finden oft Nebeneruptionen statt, durch welche kleinere, an den Abhängen des Hauptberges auf-sitzende parasitische Kegel gebildet werden. Am Ätna z. B. sind alle bis jetzt bekannten größeren Lavaergüsse aus seitlichen Spalten hervorgebrochen. Dieser Vulkan trägt gegen 700 parasitische Kegel.

Fig. 22. Ansicht des Vesuv. (Nach Jul. Schmidt, 1855.)

Manchmal erfolgen auch auf den im Flusse begriffenen Lavaströmen, durch die oberflächlich rasch erstarrte sack- oder schlauchartige Kruste hindurch, Ausbrüche und bauen sich an solchen Stellen aus den ausgeworfenen Lavafladen zuweilen kleine, sehr steilgeböschtn schlotartige Kegel auf („Schlackenschornsteine“). Solange der Lavaausfluß anhält, fließt die Lava aus dem unteren Ende der Krustenhülle an den Hängen weiter hinab, wobei sich die Umkrustung nach abwärts fortsetzt. Erlischt der Ausbruch der Lava und ist sie nach unten ausgeflossen, so bricht die obere Decke des nun entleerten Schlacken-

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Schlauches zumeist ein und erzeugt eigenartige Gestaltungen der Stromoberfläche. — Die Lavaströme erreichen oft ganz beträchtliche Dimensionen. Am Vesuv ist jener des Ausbruches von 1855 3*5 km lang und bis zu 1 km breit. Seine Masse beträgt bei 30 Mill, m³. Der Skaptarjökull auf Island ergoß (1783) einen Lavastrom, dessen Lava-

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Fig. 28. Karte des Vesuv (1873).

menge auf 12.000 Mill. m³ = 12/cm³ geschätzt wurde. Solche weite, flach ausgebreitete Lavamassen pflegt man „Lavadecken“ zu nennen.

Je nach dem vorherrschenden Materiale, aus welchem die Vulkankegel aufgebaut sind, kann man Lava-, Schlacken-, Aschen- und Tuffkegel unterscheiden.

Die vulkanischen Ringgebirge verdanken ihre Entstehung wohl vornehmlich Einstürzen. Durch solche Einstürze, wie sie sich

bei einigen Vulkanen auf Java in historischer Zeit ereignet haben, wird der Kegel bedeutend erniedrigt, so daß oft nur der Fuß desselben stehen bleibt. Dieser bildet dann einen ringförmigen Wall, der den

Fig. 24. Schematischer Durchschnitt durch den Vesuv.

a Ausbruchsschlot (Kanal); b altes, eingestürztes Ringgebirge (Somma); c Einsturzmassen; d der neue Vesuvkegel, aus lockeren Auswurfsmassen und Lavaergüssen bestehend.

großen, durch den Einsturz erweiterten Krater umfaßt. Durch neue Eruptionen kann ein neuer Kegel dann aufgebaut werden, der sich aus dem älteren vulkanischen Ringgebirge erhebt.

Zu den interessantesten Formen von in dieser Art zusammengesetzten Vulkanen gehören der Vesuv (Fig. 9, 11, 12, 22—24), der Pic von Teneriffa, die Barreninsel im Golfe von Bengalen, manche der kleinen Vulkane auf dem Isthmus von Aukland (Nordinsel von Neuseeland), die kleinen Ice Spring Craters südlich vom Großen Salzsee usw. Der Vesuv gibt uns das Beispieleines durch die Ausbrüche seit 79 n. Chr. entstandenen Vulkankegels, der an seiner Nordseite von dem Halbringe eines in vorhistorischer Zeit entstandenen und teils in sich zusammengestürzten, teils bei der ersten großen historischen Eruption (79 n. Chr.) zerstörten ßingwalles, der sogenannten Somma, umschlossen

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Fig. 25. Hinkels-Maar in der Eifel.

(Aus Gêrbings geogr. Bilderatlas von Deutschland. Aufnahme von Dr. R. Trapp.)

ist. Das jetzt von großen Lavamassen teilweise ausgefüllte Ringtal zwischen der inneren Steilwand der Somma und dem eigentlichen Vesuvkegel hieß das Atrio del Cavallo.

In manchen vulkanischen Gegenden treten kesselartige Krater-

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dem tätigen Stromboli. (Nach Pr. Hof mann.)

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Fig. 26. Ansicht der Liparischen Inseln mit

emsenkungen im Grundgebirge auf, welche entweder nur von einem ganz niedrigen Walle von Tuff und losen Auswurfsmassen umgeben sind oder selbst dieses Walles entbehren und, durch gewaltige vulkanische Explosionen entstanden („Explosionskrater“), nie zum Ausflußpunkte von Laven geworden sind. Sie besitzen meist annähernd kreisförmige Umrisse und sind häufig mit Wasser angefüllt. Man bezeichnet sie als Kesselkrater oder Maare, z. B. die Maare der Eifelgegend (Fig. 25) und der Auvergne, die Seen von Albano und Nenii im Albanergebirge bei Rom. Auch die 125 von W. Branca (1894) beschriebenen röhrenförmigen, mit Basalt und Basalttuff erfüllten Tuffschlote der Schwäbischen Alb in der Umgebung von Urach, „Schwabens Vulkanembryonen“, wurden mit ehemaligen Maaren in genetische Verbindung gebracht¹).

Vulkanische Ausbrüche finden nicht nur auf dem Festlande, sondern auch vom Meeresgründe aus statt. Viele durch submarine Ausbrüche gebildete Vulkankegel erreichen der bedeutenden Tiefe der Meere wegen die Oberfläche derselben gar nicht, während andere dieselbe hoch überragen, wie der Epomeo auf Ischia, die Liparen (Fig. 26: Vulcano, Stromboli usw.), die Vulkaninseln der Südsee, vor allem hier Hawaii.

J) Inwieweit dabei Durchschmelzungen durch die andrängenden magmatischen Massen tätig gewesen waren, muß dahingestellt bleiben. Versuche mit dem Sauerstoffgebläse ließen Silikatgesteine (Porphyre) leicht durchschmelzen, bei Kalksteinen wird man an die Mitwirkung hochtemperierter magmatischer Schmelzflüsse und die Einschmelzung des Kalkes denken können. A. Daubrée hat (1891) zylindrische Kanäle durch hochgespannte Gase und Dämpfe erzeugt. (Diatremen „Durchschlagsröhren“ oder Necks, wie A. Geikie solche vulkanische Schlote genannt hat.) Man hat auch die Diamant führenden Schlote in Südafrika, die sogenannten Pipes, mit den „Durchschlagsröhren“ oder Necks in Vergleich gezogen.

Es gibt auch ringförmige Vulkaninseln (Vulkanruinen), welche ein mehr oder weniger kreisförmiges Meeresbecken umschließen, z. B. St. Paul im Indischen Ozean und San tor in im Griechischen Archipel. Auf Santorin erhebt sich in der Mitte des unterseeischen Kraterbodens, infolge neuerlicher Eruptionsvorgänge, seit 1866 ein neuer zentraler Kegel, der Georgsvulkan, der als eine Quellkuppe aufgefaßt wurde. Solche Inselvulkane können sich gegen die zerstörende Kraft der Wogen nur halten, wenn sie durch solide Lavamassen gefestigt sind. Bestehen sie hingegen nur aus vulkanischem Schutt, so sind sie von sehr vergänglicher Natur. So wurde z. B. die im Jahre 1831 im Mittelländischen Meere zwischen Sizilien und Pantelleria entstandene vulkanische Insel Ferdinanden, die bis zu 72 m Höhe gewachsen war, nach halbjährigem Bestehen von den Wogen des Mittelmeeres wieder hinweggespült.

Auch der Ätna war einst ein Inselvulkan. Die ältesten Aufschüttungen erfolgten im Meere (Tuffe mit Einschlüssen mariner Muscheln) und bilden jetzt die 40 km weite Basis des 3274 m hohen Vulkanberges. Die Somma des Vesuv mit ihren flachgeböschten Tuff-scliichten dürfte wie die benachbarten Phlegräischen Felder unter Wasserbedeckung angelegt worden sein.

Vulkanische Kegelberge, an welchen, soweit menschliche Nachrichten zurückreichen, kein Ausbruch stattgefunden hat, bezeichnet man als erloschen, im Gegensätze zu jenen, von deren Eruptionstätigkeit wir Kunde besitzen: die tätigen Vulkane, deren Anzahl mit 367 angegeben wird. Etwa 240 davon liegen in den den Großen Ozean umgürtenden Vulkanreihen.

Man hat viele Vulkane lange Zeit für erloschen gehalten, bis endlich wieder ein Ausbruch stattfand. So wurde der Vesuv erst im Jahre 79 n. Chr., als jene furchtbare Eruption sich ereignete, bei welcher Herculanum, Pompei und Stabiä verschüttet wurden, als Vulkan erkannt.

Die gewöhnlichsten Merkmale vulkanischer Tätigkeit sind die Aushauchung von Gasen und Dämpfen. Die Hauptrolle spielt der Wasserdampf, der oft zischend und brausend aus den Klüften und aus dem Krater des Vulkans hervordringt und die aus dem letzteren aufsteigende Dampfsäule bildet, welche das weithin sichtbare Kennzeichen eines tätigen Vulkans ist. Der Wasserdampf scheint die treibende Kraft bei den vulkanischen Vorgängen darzustellen¹).

Neben Wasserdampf liefern die Vulkane noch Schwefelwasserstoff, scbwefelige Säure, Schwefeldampf, Wasserstoff, Salzsäure, Kohlensäure, Borsäure usw. in vielfach wechselndem Gemenge. Die Anwesenheit der Salzsäure erklärt auch das Vorkommen von allerlei flüchtigen Chloriden, wie Chlorkalium, Chlornatrium, Chlorcalcium, Chlormagnesium, Chlorkupfer, Chlorblei, Eisenchlorid, Eisenchlorür usw., aus welchen unter Einwirkung von Schwefelsäure auf die Laven und Schlacken des Kraters wieder eine Reihe von Sulfaten entsteht, wie Glaubersalz, Bittersalz, Gips, Alaun, Eisenvitriol usw. Aus der Zersetzung des Eisenchlorids mittels des Wasserdampfes bei hoher Temperatur bildet sich Eisenglanz, der z. B. am Vesuv sehr schön kristallisiert vorkommt.

Arm. Gautier hat (1901) die aus vulkanischen Gesteinen freiwerdenden Gase bestimmt: Kohlensäure, Stickstoff, Wasserstoff usw., und hat angenommen, daß das Wasserstoffgas die Hauptrolle bei den Explosionen spiele.

Steigert sich die Tätigkeit zu einem ungewöhnlichen Grade, so tritt der Vulkan in den Zustand der Eruption (Fig. 27 und 28). Die Vorläufer eines Ausbruches sind anfangs schwache, dann immer heftiger werdende Erschütterungen des Bodens, dumpfes unterirdisches Rollen und Donnern, das Versiegen von Quellen, das Austrocknen benachbarter Brunnen, das oft plötzliche Schmelzen des Schnees der hohen Vulkangipfel usw.

Der in Zeiten der Ruhe verschlossene Schlund des Kraters bricht auf und aus demselben steigt dann eine ungeheure Dampf- und Staubsäule gegen Himmel, die sich häufig an ihrem oberen Ende zu einer Hachen Wolke („Pinie des Vesuv“) ausbreitet.

Diese Staubsäule besteht aus zerstäubten Lavateilchen, der „vulkanischen Asche“, Lapilli und Bomben, welche von dem massenhaft hervorbrechenden Wasserdampf mit in die Höhe gerissen wTerdem Die Bomben und Lapilli fallen sofort wieder zurück, die „Asche“ wird aber hoch eraporgetragen und von den Winden oft auf große Entfernungen fortgeführt. So fiel nach der Vesuveruption im Jahre 472 der vulkanische Staub in Konstantinopel nieder, ja bei dem gewaltigen Ausbruche des Krakatau (in der Sundastraße) im Jahre 1883 wurde die vulkanische Asche bis zu 40 km hoch emporgetrieben, allmählich über eine Fläche von etwa 1 Million Quadratkilometer ausgebreitet, ja mit Luftströmungen um die ganze Erde getragen. Langwährende Dämmerungserscheinungen von großer Schönheit verrieten die Gegenwart feinster Aschenteilchen in der Atmosphäre. — Der Wasserdampf hebt sich auch oft als weiße Säule von den dunklen Staubmassen ab. Die ungeheuren Wasserdampfmassen verdichten sich in der Höhe zu schweren Wolken und strömen dann, von heftigen Gewittern begleitet.,

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Fig. 27. Die ungefähr 4000 m hohe Gas- und Dampfwolke (nuée ardente) des Mont Pelée (Martinique) am 16. Dezember 1902.

(Nach A. Lacroix’ La Montagne Pelée. Paris 1904.)

als gewaltige wolkenbruchartige Regengüsse auf den Vulkan und dessen Abhänge nieder, wobei sie die Auswurfsmassen aufwtihlen, die hierauf in der Form von Schlammströmen in die Tiefe fließen* alles unter sich verheerend.

Der Aschenregen, das Getöse und die Erdbeben erreichen ihren Höhepunkt gewöhnlich kurz vor dem Augenblicke, in welchem entweder aus dem Krater selbst oder aus Spalten, welche sich am Ab-

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Fig. 28. Vesuveruption am 26. April 1872.

Nach einer photographischen Aufnahme von Sommer in Neapel.

hange des Vulkans bildeten, die geschmolzenen Gesteinsmassen als „Lava“ hervorbrechen und in der Form von Strömen am Bergabhange hinabfließen. Die Lava strömt je nach ihrer Zusammensetzung verschieden schnell, im allgemeinen ungefähr mit derselben Leichtigkeit wie geschmolzenes Eisen oder Glas. Kieselsäurereichere Lava (saure Trachytlava) ist zähflüssiger, bewegt sich langsamer, kieselsäure-ärmere (basische Basaltlava) ist leichtflüssiger und fließt rascher (am Mouna Loa auf Hawaii, oft Kaskaden bildend, mit 20—30 km Stundengeschwindigkeit). — Eine sehr auffallende Erscheinung bietet die bei der oberflächlichen Erstarrung der Lavaströme sich vollziehende Dampfentbindung (Fig. 9, S. 28).

Die Verschiedenheit der vulkanischen Ausbrüche ersieht man schon allein aus der Geschichte des Vesuv. Während die oben erwähnte Eruption im Jahre 472 vorwiegend ein Aschenausbruch aus dem Krater war, erfolgte im Jahre 1036 ein Seitenausbruch ganz nahe dem Fuße des Berges; am 16. Dezember 1631 floß die Lava nach langer Ruhepause auf der Süd- und Südwestseite mit großer Schnelligkeit bei Torre del Greco zum Meere hinab; dieser Ausbruch war von gewaltigen Schlammstrombildungen begleitet. Der Vesuv erschien nach demselben um 168 m niedriger als der Sommawall. Im Jahre 1779 erhob sich die Aschensäule bis zu 3500 m Höhe. 1794 entstand auf der Südseite ein 700 m langer und bis 30 m breiter Spalt und bildeten sich auf demselben nacheinander und untereinander acht Öffnungen („Bocchen“), aus welchen die Lava hervorbrach. In sechs Stunden erreichte dieselbe Torre del Greco und floß ins Meer, einen 360 m breiten und 8 m hohen Steinwall bildend. 1804 brauchte die Lava zwei Monate, um Camaldoli unweit Torre del Greco zu erreichen (Fig. 23, S. 36), während sie im Jahre 1805 eine Wegstrecke von 8 lim in einer Stunde zurücklegte. Ein kurzer Aschenausbruch erfolgte 1839; 30 cm hoch bedeckten die „Aschen“ und Lapilli weithin das Land. Eine gewaltige Explosion zerriß im Jahre 1850 den Berg an seiner Ostflanke, die Lava floß aus mehreren Öffnungen. Im Jahre 1855 ergossen sich die Lavamassen 27 Tage hindurch und flössen in verheerenden Strömen gegen Ost. Im Jahre 1858 bildeten sich jene Lavamassen, welche in Fig. 15 dargestellt sind. Der gewaltige Ausbruch am 26. April 1872 (Fig. 28) bildete gewissermaßen den Abschluß einer seit 1866 mit kleinen Unterbrechungen fortdauernden lebhaften Eruptionsperiode. Der Zentralkegel des Vesuv hat sich in den letzten Jahrzehnten seit 1872 wesentlich verändert: Der Krater von 1872 wurde zum großen Teil mit Auswurfsstoffen ausgefüllt und sein Durchmesser ist auf weniger als ein Drittel verengt worden. Große Lavamassen haben sich auch im Atrio, und zwar bis zu 170 m größter Mächtigkeit angehäuft. In neuerer Zeit sind infolge der gesteigerten vulkanischen Tätigkeit alle Verhältnisse geändert worden. 1899 verminderte sich z. B. die mit 200 m angegebene Kratertiefe vorübergehend auf etwa 80 m und wurde der

Krater 1903 fast ganz ausgefüllt. Auch das große ßingtal (Atrio del Cavallo) wurde 1906 mit großen Auswurfsmassen teilweise verschüttet. Die Eruption von 1906 war ausgezeichnet durch die ungeheure Menge der ausgeschleuderten Aschen, die zehnmal mehr betrug als die ausgeflossene Lava. Die Veränderung der Form des Vesuvkegels läßt sich aus den Fig. 22, 11 und 12 erkennen. Bei der Eruption im Jahre 1906 floß die Lava gegen Süden und Osten und zerstörte auch Boscotrecase (Fig. 29). (G. Mercalli und R. V. Matteucci verfolgten die Vorgänge.) Im Jahre 1911 stieg C. Capello zum ersten Male in den Krater des Vesuv hinab. A. Malladra, der im Jahre 1912 den

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Fig. 29. Das Zungenende eines Lavastromes, der bei der Eruption des Vesuv im April 1906 in eine Straße von Boscotrecase eingecirnngen war.

(Xach einem Klischee von Nowaczek, aus É. Haugs Traité de Géologie, I., 1907.)    ■

Krater besuchte und M. Storz, der im September 1913 zweimal in denselben hinabstieg, berichteten über die Ergebnisse ihrer Abstiege (Fig. 30).

Geradezu entsetzlich waren die Wirkungen der überhitzten Dampf-und Gasmassen, welche sich am 8. Mai 1902 bei dem großen Flankenausbruche des 1350 m hohen Mont Pelée auf Martinique über die Hänge des Berges hinab wälzten und St. Pierre zerstörten, indem sie in der Zone der höchsten Temperatur Verkohlung, außerhalb aber nur Verbrühung und Erstickung aller Lebewesen zur Folge hatten. 30.000 Menschen wurden getötet. (A. Lacroix: La Montagne Pelée et ses éruptions. Paris 1904.) Vergleicht man die absteigende heiße

Gaswolke (nuée ardente, Fig. 27. S. 41) des Mont Pelée (nach Lacroix' Photographie) mit jener des Vesuv vom Jahre 1872 (Fig. 28, S. 42), so erkennt man, welche große Rolle dabei die herrschenden meteorologischen Verhältnisse (Windrichtung: Nordostpassat für die Antillen) spielen. Die vortrefflichen bildlichen Darstellungen in Lacroix’ großem Werke sind wohl geeignet, eine Vorstellung von den weitgehenden Veränderungen auch der Oberflächenformen durch vulkanische Ausbrüche zu geben. Man vergleiche nur die Form des Mont Pelée vor den großen Eruptionen (Fig. 31) der letzten großen Ausbruchsperiode (1902—-1904) mit jener nach der Eruption (Fig. 32). Die merk-

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Fig. 80. Die „Bocca“ am Grunde des neuen Vesuvkraters.

(Nach einer photographischen Aufnahme von Dr. M. Storz, 1913.)

würdigste, geradezu beispiellos dastehende Erscheinung ist der hohe, spitze, turmartige Aufsatz des Berges (l’aiguille terminale, dôme, cône genannt), der, aus andesitischem Material bestehend, aus dem Berg-innern bald höher, bald weniger hoch emporgeschoben wurde, so zwar, daß er am 31. Mai 1903 bis zu 1617 m Seehöhe (etwa 300 m eigener Höhe) emporreichte, um dann im August 1903 tief einzusinken bis unter 1380 m, worauf er abermals mäßig aufstieg bis über 1470 m. Eine seiner Flanken (Fig. 33) sieht aus wie mit Reibungsstreifen bedeckt, so daß man förmlich an die gestreiften Schubflächen („Harnische“) erinnert wird, wie sie bei Verwerfungen auftreten. Heute ist die Felsnadel ganz verschwunden. Man wird versucht, dabei an

Fig. 31. St. Pierre und der Mont Pelée vor der verheerenden Eruption am 8. Mai 1902.

(Nach einer Photographie aus A. Lacroix’ La Montagne Pelée.)

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Fig-. 32. St. Pierre und der Mont Pelée mit dem Dom (l’aiguille terminale) nach der Eruption am 8. Mai 1902.

(Nach einer Photographie aus A. Lacroix’ La Montagne Pelée.)

emporgeschobene Massen nach Art jener der „massigen“ oder „homogenen" Vulkanberge zu denken.

Aus den ausführlichen Darlegungen in Lacroix’ Werke über Martinique und die Eruption des Mont Pelée ergibt sich, daß der letztere vor den großen Ausbrüchen 1902 und 1903 einen zum größten Teil aus Tuffen und vulkanischen Breccien gebildeten gewaltigen Berg darstellte, dessen Material mit jenem der Laven der jüngsten Eruption in mineralogisch-petrographischer Beziehung übereinstimmt und den Laven gegenüber in weit überwiegender Menge angehäuft worden war. Das Ereignis vom 8. Mai 1902, dem St. Pierre zum Opfer fiel, war eine gewaltige Gasexplosion, welche hoch oben an der Flanke des alten Berges erfolgte und mit ungeheurer Gewalt eine enorme Menge von überhitzten Dämpfen nebst einer großen Menge heißer fester Massen (Aschen,

Lapilli und Blöcke) mitzuführen imstande war („nuée ardente“). Solche Explosionen wiederholten sich des öftern eine lange Zeit nacheinander.

Auch Schlammströme bildeten sich, auf welchen kleinere Eruptionen erfolgten („sekundäre Fumarolen“).

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Fig. 38. Der Dom (l’aiguille terminale) des Mont Pelée am 8. März 1903.

(Nach einer Photographie aus A. Lacroix’ La Montagne Pelée.)

Alle Hänge des Berges sind mit diesen Auswurfsstoffen bedeckt, darunter Blöcke viele hunderte von Kubikmetern groß (s. S. 33). Das Material des Domes ist überaus quarzreich, Lacroix spricht geradezu von Quarzkristallen, die in einer teigigen Masse eingeschlossen auftreten (kieselsäurereiches, strengflüssiges Magma). Lacroix hat die Gesteine der Kleinen Antillen genau studiert und gefunden, daß sie eine Keihe bilden von Daciten, Andesiten, Labradoriten und Hyperstheniten, ähnlich wie sich solche in den Anden, in Zentralamerika, Mexiko und im Westen der Vereinigten Staaten wiederfinden. Für die Kleinen Antillen sei anzunehmen, daß ihre vulkanischen Gesteine alle aus ein und demselben Magma der Tiefe herrühren, aber aus verschiedenen getrennten Teilbehältnissen. In dieser Beziehung ist der Vergleich der gleichzeitigen Ausbruchsgesteine der Soufrière auf St. Vincent mit jenen des Mont Pelée überaus interessant. Während der letztere seif langem kiesel-

erdereiche Gesteinsmassen geliefert hat, hat die Soufrière in derselben Zeit basische Ausbruchsstoffe zutage gefördert. Bei der Soufrière waren es nur gewaltige Explosionen mit Aschen- und Lapilliauswürfen, beim Mont Pelée dagegen kam es zu der freilich vergänglichen Dombildung.

Ein eigenartiger Gegensatz besteht zwischen den vulkanischen Bergen, bei welchen, wie am Vesuv, Ätna u. a., die Eruptionen durch lange Zeit immer wieder denselben Weg einschlagen (wenn sie auch manchmal an den Flanken des Berges hervortreten, indem die Lavamassen nicht bis zum Gipfelkrater emporsteigen, sondern schon früher

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Fig. 34. Die Phlegräischen Felder bei Neapel.

dem Vesuv gegenüber —, oder die vielen Ausbruchs-

durch ein Zersprengen des Berges, seitliche Auswege finden), und jenen Vulkangebieten, wo jeder neue Ausbruch schon aus größerer Tiefe einem neuen Wege folgte. Die vielen selbständigen Ausbruchsstellen (man zählte deren 63) der „Phlegräischen Felder“ bei Neapel (Fig. 34)

stellen mit kleinen Kraterbergen und zum Teil sehr beträchtlichen Lavaergüssen am Isthmus von Auckland, sind gute Beispiele für das letztere Verhalten.

Ist die Lava besonders reich an überhitztem Wasser („damit wohl durchtränkt“), Wasser, das bei der Eruption plötzlich in Dampf verwandelt wird, so wird die Lava in kleine Teilchen zerrissen, sie zerstäubt und erzeugt Aschenregen („Aschenausbrüche“); ist sie weniger durchtränkt, so erfolgt der Lavaausfluß ruhiger.

Eine geothermische Tiefenstufe von ungefähr 30 m annehmend, würden wir erst in 50 km Tiefe auf schmelzflüssige Massen treffen. Wil

wissen aber, daß in altvnlkanisehen Gebieten diese Tiefenstufe eine weit geringere ist, und wir werden wohl kaum fehlgehen, wenn wir sie für Gebiete mit tätigem Vulkanismus noch viel kleiner annehmen, wodurch wir auf eine viel geringere Tiefe des „Lavaherdes“ unter den Vulkanen kommen würden.

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Die Annahme P. Ser opes, daß die geschmolzene Lavamasse Wasser durchtränkt sei, wurde durch spätere Erfahrungen begreiflich.

F. v. Hochstetter hat z. ß. gezeigt, daß Schwefel, in überhitztem Wasser geschmolzen, dieses Wasser aufnimmt und beim Erstarren unter Erscheinungen frei werden läßt, welche im kleinen lebhaft an die Vorgänge bei Lavaausbrüchen erinnern. (Man vergleiche die Fußnote

S. 39.) Das „Spratzen“ des Silbers dagegen wird bedingt durch Entbindung des vom geschmolzenen Silber umschlossenen, aus der Luft entnommenen Sauerstoffes, wodurch geschmolzenes Silber emporgetrieben wird. Das Verhalten des Schwefels ließ erkennen, daß unter Druck Wasser „überhitzt“ und von der geschmolzenen Schwefelmasse umschlossen werden kann. Die viel höheren Druckkräfte in der Tiefe des „Lavaherdes“ lassen eine um so viel weitergehende Überhitzung und Einverleibung des Wassers begreiflich werden.

Die Herkunft des Wassers wird bei den an den Rändern der Festländer oder auf Inseln auftretenden Vulkanen leicht zu erklären sein und es wird nahe liegen, dasselbe auf das Meer zurückzuführen. Die vielen Chloride, die sich bei den tätigen Vulkanen bilden, und die Salzsäuredämpfe, die zuweilen in besonderer Menge auftreten, finden dadurch ebenso leicht ihre Erklärung² 3 4 5). — Dieses Auftreten fast aller tätigen Vulkane in der Nähe der Ränder, an welchen die Festländer in die Tiefe abstürzen, an Linien, längs welchen sich gewaltige Störungsvorgänge in der Erdkruste vollzogen haben, läßt uns das Wesen des Vulkanismus begreiflich werden, obgleich, besonders für ungestört erscheinende vulkanische Gebiete, noch viele Fragen dabei offen bleiben oder nur hypothetische Behandlung erlauben.

In neuerer Zeit (1901) hat der Erforscher der südamerikanischen Vulkangebiete, Alfons Stübel, über den Sitz der vulkanischen Kräfte hypothetische Vorstellungen zu entwickeln gesucht, welche nicht durchweg neu zu nennen sind. Er kommt, wie schon der Physiker W. Hopkins

(1842) zu der Annahme, daß der Ursprungsort der vulkanischen Tätigkeit von heute, des Widerstandes der Erstarrungskruste wegen, nicht in der Zentralregion der Erde zu suchen sei, sondern in einer „unermeßlichen“ Anzahl von der Erdoberfläche nahe gelegenen „peripherischen Herden“, „lokalisierten Ansammlungen glutflüssiger Gesteinsmassen“, innerhalb einer durch Überflutungen aus dem Erdinnern (!) entstanden gedachten „Panzerdecke“ der Erde. Das Treibende seien bei den vulkanischen Ausbrüchen „Volumensvergrößerungen“ während einer gewissen Phase des Erkaltungsprozesses.

In engem Zusammenhänge mit den Vulkanen stehen die Mo-fetten, Solfataren, Fumarolen, heißen Quellen, Kochbrunnen (Geysire, Geiser) und manche Schlammvulkane. Diese Erscheinungen

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Fig. 35. Schematischer Durchschnitt durch den Geysir auf Island.

Kieselsinterröhre (3 m weit) und -schale (15 m im Durchmesser bei 2m Höhe) mit den Wassertemperaturen bis in 32 m Tiefe vor dem Ausbruche.

treten fast ausschließlich in vulkanischen Gegenden auf und sind nicht selten die Begleiter oder die Nachwirkungen heftigerer vulkanischer Tätigkeit.

Mofetten nennt man Kohlensäuregasquellen; sie kommen hauptsächlich in vulkanischen oder ehemals vulkanischen Gegenden vor. Das Gas sammelt sich, seiner größeren Dichte wegen, zeitweilig in den Vertiefungen des Bodens, in Grotten, Tälern usw. Am bekanntesten ist die Mofette der Hundsgrotte in den Phlegräischen Feldern bei Neapel. In der Umgebung des Laacker Sees (vor allem im Brohltale, wo bei Burgbrohl aus einem einzigen Bohrloche täglich 25.000 hl Kohlensäure ausströmten), in der Eifel und in der Auvergne sind solche Mofetten überaus häufig. Eine großartige Entwicklung von Kohlensäure findet auch in der vulkanischen Umgebung von Marienbad in Böhmen statt. Die Kohlensäureausströmungen sind unter den vulkanischen Nach-

Wirkungen die in der Kegel noch zuletzt wahrnehmbaren. Auch die Sauerquellen (Säuerlinge) enthalten bekanntlich Kohlensäure.

Solfataren nennt man Gasquellen, die ein Gemisch von Wasser und Schwefeldämpfen oder auch von Schwefelwasserstoff und scliwe-feliger Säure zutage fordern und an deren Ausströmungsstellen sich zuweilen Schwefel oder Schwefelverbindungen absetzen.

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Fig. 36. Ausbruch des, Grand-Geysirs im Yellowstone-Nationalpark. (Nach A. C, Peal o.)

Erwähnt sei, daß infolge der Einwirkung, besonders der sich bildenden Schwefelsäure, Umwandlungen von Silikatgesteinen in Sulfate sich vollziehen (Alaunstein). Sehr bekannt ist die Solfatara in dem gleichnamigen erloschenen Krater von Pozzuoli (Fig. 38) bei Neapel.

Fumarolen sind Dampfquellen, bei welchen Wasserdampf das vorwaltende Material der Ausbauchungen bildet. Der Wasserdampf

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Fig. 37. Becken des Deluge-Geysirs im Nationalpark mit Kieselsintereinfässung.

(Nach A. C. Peale.)

ist häufig auch der Träger anderer flüchtiger Stoffe, z. B. von Chlorverbindungen, schwefeliger Säure, Borsäure usw.

Reich an Fumarolen sind besonders die Nordinsel von Neuseeland und der Yellowstone-Nationalpark im westlichen Nordamerika.

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Fig. 38. Die Solfatara von Pozzuoli bei Neapel.

(Nach einer Photographie von Fr. A. Perret aus Immanuel Fried]anders Zeitschrift für Vulkanologie, I.)

In Europa sind beispielsweise die an Borsäure reichen „Soffioni“ in Toskana Wasserdampfquellen.

Die heißen Quellen sind den Fumarolen nahe verwandt. Sie fördern aber das Wasser nicht in Dampfform zutage, sondern in bereits kondensiertem Zustande, und zwar nicht selten bei einer dem Siedepunkte nahen Temperatur. Sie finden sich gleichfalls häufig in vulkanischen Gegenden. Besonders großartig treten sie auf Island, auf der Nordinsel von Neuseeland, vor allem aber im Felsengebirge Nordamerikas nahe dem Ursprünge des Yellowstone- und Missouri-flusses (im Yellowstone-Nationalpark) auf, wo unter etwa 3500 heißen Quellen, heißen Schlammsprudeln, Dampfquellen, Fumarolen und Solfataren fast 100 periodisch tätige heiße Springquellen oder

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Fig. 39. Die Kieselsinterterrasse Tetärata am Rotomahana — Warmer See (Nordinsel von Neuseeland) vor dem Ausbruche am 10. Juni 1886.

(Nach einer Zeichnung von Feld. v. Hochstetter.)

Kochbrunnen in den verschiedensten Formen und Größen Vorkommen. Solche heiße Springquellen nennt man nach dem lange bekannten isländischen Geysir: Geysire oder Geiser. Das Wasser zeigt bei diesen in der Tiefe, infolge des Druckes der darüber stehenden Wassermassen, Temperaturen über dem Siedepunkte (Fig. 35, S. 50). In bestimmten Zeitzwischenräumen, wenn die lebhaftere Dampfbildung des überhitzten Wassers beginnt, läßt sich ein heftigeres Aufwallen wahrnehmen, wobei sich die Bewegung bis zu förmlichen Wassereruptionen steigern kann (Fig. 36, S. 51). Diese Quellen haben ein neutral oder schwach alkalisch reagierendes, kristallklares Wasser und enthalten eine bedeutende Menge von Kieselsäure aufgelöst, die sich beim

Verdunsten des Wassers als Kieselsinter niederschlägt, die Sprudel-becken (Fig. 37, S. 52) und vor allem die Sprudelröhren bildend, durch

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Fig. 40. Die große vulkanische Spalte am Tarawéra auf der Nordinsel von Neuseeland.

Mit tiefen, wassergefüllten Kratern an Stelle des ehemaligen Rotomahana. Nach der Eruption am 10. Juni 1886 (vergleiche Fig. 39, S. 53).

(Nach einer Photographie.)

deren dichten Bau der mechanische Vorgang der regelmäßigen Wiederholung der Ausbrüche ermöglicht wird.

Weltberühmt waren die Kieselsinterterrassen der heißen Quellen am Warmen See (Rotomahana) auf der Nordinsel von Neuseeland (Fig. 39, S. 53), welche im Jahre 1886 durch gewaltige vulkanische Ausbrüche zerstört wurden. Dort, wo sie und der Rotomahana bestanden, befinden sich nun tiefe Krater (Fig. 40, S. 54) mit Fumarolen und einem Springquell.

Ähnliche Terrassenbildungen, die jedoch aus Kalk bestehen, haben die Mammutquellen im „Nationalpark“ gebildet (Fig. 41). Man kennt solche Bildungen auch von Pambuk-Kalessi (dem alten Hierapolis in Kleinasien, Titelbild) und von Hammam Mescutin in der Provinz

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Eig. 41. Ein Teil der Kalksinterterrassen der Mammutquellen im Yellowstone-Nationalpark. (Nach A. C. Peale.)

Constantine (Algier). Der durchscheinende gelbliche „Onyxmarmor“ kommt, von derartigen Bildungen stammend, aus Nordafrika und Mexiko. (Angewendet z. B. in der Votivkirche, Wien.)

Die sogenannten Schlammvulkane, Schlammsprudel, Sais en oder Makaluben (nach einem sizilianischen Vorkommen so genannt) sind ihrer äußeren Erscheinung nach kleine, kegelförmige Hügel; sie bestehen aus einer Anhäufung von tonigem Schlamme, welcher in breiartigem Zustande periodisch ausbricht und dadurch kleine Kegel mit kraterähnlichen Öffnungen erzeugt, die oft in großer Zahl nebeneinander Vorkommen. Viele solche Schlammvulkane befinden sich auf der Halbinsel Kertsch, dann besonders in der Gegend von Baku, darunter Kegel bis zu 300 m Höhe (Osman Dagh). Die Ausbrüche werden jedoch vornehmlich durch Kohlenwasserstoffentwicklung hervorgerufen und haben in diesen Fällen mit dem Vulkanismus nichts zu tun.

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Anders verhält es sich mit den heißen Schlammsprudeln, z. B. im Yellowstone-Nationalpark, welche sich in der Tat an die Fumarolen auschließen.

Die seismischen Erscheinungen.

Erdbeben sind Erschütterungen größerer oder kleinerer Teile der Lithosphäre. Die Erschütterungen werden durch Stöße erzeugt, die verschiedene Ursachen und ihren Sitz in der Lithosphäre haben. Sie pflanzen sich nach den Gesetzen der Wellenbewegung in den Gesteinsmassen nach allen Richtungen fort, bis sie endlich ersterben.

• Der Punkt, wo die Erschütterung die senkrecht über dem Orte der Erregung (Hypozentrum, Erdbebenherd) gelegene Oberfläche trifft, wird der Oberflächenmittelpunkt, das Epizentrum, genannt.

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Fig. 42. Häuser, welche ihre Fassaden abgeworfen haben. (Erdbeben von Messina. Nach Fr. A. Perret.)

Die Lage des Hypozentrums hat man aus den Stoßrichtungen, diese aus den Richtungen der Sprünge an Baulichkeiten zu ermitteln gesucht, ohne daß die betreffenden Ermittlungen eine befriedigende Sicherheit der Schlußfolgerungen ergeben hätten. K. Regelmann hat aus der Fortpflanzungsgeschwindigkeit und aus der Größe des Erschütterungs-gebietes auf die Tiefe des Erdbebenherdes zu schließen gesucht. (Je größer die beiden Werte, desto tiefer der Erdbebenherd.) Die Verbindungslinien gleichzeitig erschütterter Punkte nennt man Homoseisten, die Begrenzungslinien gleich stark erschütterter Gebiete die Isoseisten.

Die Fortpflanzung des Stoßes erleidet durch die Verschiedenheit der Gebirgsgesteine und des geologischen Aufbaues des erschütterten Gebietes mancherlei Störungen und Unregelmäßigkeiten. Wenn die sich fortpflanzende Erschütterung die Erdoberfläche erreicht, entstehen hier eigentümliche Bewegungserscheinungen senkrecht über dem Orte

der Erregung. Lose Gegenstände werden fortgeschnellt, Gebäude stürzen zusammen, Felsmassen lösen sich los, im Boden bilden sich Kisse und Sprünge, Spalten öffnen sich und schließen sich wieder, der Boden hebt oder senkt sich, Quellen versiegen, andere verstärken

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Fig. 48. Das Erdbeben von Charleston, 20. Mai 1887. (Nach C. E. Dutton.)

2—10 Stärkegrade nach F. A. F or el.

sich; außerdem werden auch zuweilen Schallphänomene wahrgenommen usw.

Gewaltig sind die Verluste an Menschenleben bei einzelnen Erdbeben. Beim Erdbeben von Lissabon (1755) verloren über 60.000, bei jenem in Kalabrien (1783) 30.000, in Ecuador (1868) in 15 Sekunden 70.000, beim Erdbeben von Messina (28. Dezember 1908) gegen 200.000 Menschen das Leben!

F. A. For el hat 10 Stärkegrade aufgestellt, von den Störungen des Zusammenhanges der Erdschichten (Spaltenbildungen usw. 10), zu den mehr oder minder beträchtlichen Beschädigungen der Bauten (z. B. Hauseinstürze 9 (Fig. 42, S. 56), Bisse an Wänden und Decken 6, Schwankungen freischwebender Gegenstände 4), bis zu den nur noch mittels empfindlicher Instrumente festzustellenden Erschütterungen 2 und 1 (Fig. 43, S. 57).

Die Bewegungen an der Erdoberfläche hat man in aufstoßende (sukkussorische), wellenförmig schwankende (undulatorische) und drehende⁷) (rotatorische) unterschieden. Apparate, mittels welcher man die Art und Kiehtung der stattgehabten Bewegung bestimmen kann, heißen Seismographen oder Seis m omet er, d. h. Erdbebenmesser (Vertikal- und Horizontalpendel mit Zeichenstiften), die Aufzeichnungen aber Seismogramme.

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) Da die kritische Temperatur des Wassers (ungefähr 365° C) schon in mäßiger Tiefe erreicht wird (bei etwa 13 km Tiefe), so könnte das Wasser den Schmelzflüssen nur in Gasform einverleibt sein, wobei entsprechend hohe Druckkräfte die Vergasung erschweren dürften. Erst in geringerer Tiefe wird es als überhitztes Wasser bestehen können, das dann, bei eintretender Entlastung, in noch geringerer Tiefe in Dampf verwandelt werden wird.

²

) Sv. Arrhenius hat es (1907) versucht, das Eindringen oberirdischen Wassers in die größten Tiefen zu erklären. Das Vermögen des Magmas, das Wasser auch im vergasten Zustande aufzusaugen, sei um so größer, je mehr sich die Temperatur erhöhe. Das Wasser werde bei Temperaturen über 800° eine starke Säure,

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verdränge die Kieselsäure aus den Silikaten; dadurch schwelle das Magma an und

⁴

werde leichtflüssig. Der Druck könne dabei Tausende von Atmosphären erreichen.

⁵

oula, Geologie. 3. Aufl.

⁶

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) Verdrehungen sind an Monumenten, Fabriksschloten usw. vielfach beobachtet worden, auch von F. Toula bei dem Agramer und Laibacher Beben. Sie werden mechanisch durch schräg wirkende Stöße zu erklären sein.

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Fig. 44. Bewegung eines Punktes nach den Aufzeichnungen des Seismographen während der ersten 20 Sekunden der Erschütterung bei dem Erdbeben von Tokio am 25. Jänner 1887. (Nach S. Sekiyas Modell.)

Nach den Aufzeichnungen der Seismographen unterscheidet man bei Fernbeben (Fig. 45): 1. die Vorbeben oder Vorläufer mit kurzwährenden Schwingungen von kleiner Schwingungsweite, 2. die Hauptheben mit großen Schwingungsweiten und 3. die Nachbeben mit allmählich schwächer werdenden Schwingungen. Die Vorbeben sind auf die durch das Erdinnere nach dem Beobachtungsorte sich schneller fortpflanzenden Wellen zurückzuführen, während die Hauptbeben auf den sich langsamer fortpflanzenden Oberflächenwellen beruhen. Aus der Dauer der Vorbeben hat man die Entfernung vom Erdbebenherde zu berechnen gesucht. Während die ersteren eine Fortpflanzungsgeschwindigkeit bis 14 Sekundenkilometer besitzen, wird jene der

Oberflächenwellen nur mit bis 3⁻5 Sekundenkilometer angenommen. Die Oberflächengeschwindigkeit hängt von der Stärke der Stöße und vom geologischen Baue der betreffenden Gebiete ab. F. Omori (Tokio 1899) glaubt die Fortpflanzungsgeschwindigkeit der Vorstöße japanischer Erdbeben mit 100 km in 15 Sekunden annehmen zu dürfen. T.

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Fig. 45. Autzeichnung eines Fernbebens von Mexiko am 14. April 1907.

(Nach Marvir. Ans: Erdbeben von W. H. Hobbs-F. Ruska, 1910.)

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Milne hat nach dem Erdbeben auf der Insel Wight (31. August 1898) die Fortpflanzungsgeschwindigkeit durch die Erde mit 9 2 km, jene an der Oberfläche mit 2—3-4 km berechnet. Im losen Sand sei sie 0*3 km, in lockerem Sandstein 1-2, im Wasser mit 14 km anzunehmen.

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Eine Vorstellung von den Bewegungen eines Punktes bei dem Erdbeben von Tokio (25. Jänner 1887) gibt Fig. 44 nach einem von S.

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Sekiya (nach den Seismographen-Aufzeichnungen während 20 Sekunden des Bebens) aus Kupferdraht, in fünfzigfacher Vergrößerung, hergestellten Modelle.

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Manche Erdbeben bestehen nur aus einem einzigen Stoße und erscheint die Ruhe nach wenigen Minuten wieder hergestellt. (Rheinisches Beben im Jahre 1:46.) Das Erdbeben von Caracas (26. März 1812) bestand nur aus drei Stößen, die rasch aufeinander folgten. Das verheerende Erdbeben von Kalabrien (1783) dagegen währte, mit späteren schwachen Stößen, durch mehr als zehn Jahre fort (Erdbebenperioden). Ähnlich verhielt es sich in Agram und Laibach. Der Katastrophe zu Agram vom 9. November 1880 gingen schwächere Erschütterungen voraus und folgten solche

auch 1881 und 1883 nach. In Laibach reihten sich dem verheerenden Stoße in der Nacht vom 14. zum 15. April 1895 zahlreiche schwächere Stöße an, die sich monatelang wiederholten („Erdbebensclmärme“, „Schwarmbeben“). Das Vogtländische Schwarmbeben dauerte von 1875 bis in die neueste Zeit.

Bei dem Erdbeben in der griechischen Provinz Phokis 1870 zählte Julius Schmidt (in Itea) in den letzten fünf Monaten von 1870, außer überaus zahlreichen kleineren Phänomenen, 300 verderbliche und 50.000 leichte Stöße und Detonationen.

In Japan wurden in den letzten vierundzwanzig Jahren 2173 Erdbeben verzeichnet. Japan gehört zu den „chronischen Schüttergebieten“.

Die Erdbeben werden auf verschiedene Ursachen zurückgeführt und hat man darnach unterschieden: a) Einsturzbeben über unterirdischen, zusammenbrechenden Hohlräumen (z. B. die Erderschütterungen in Eisleben in den Jahren 1894 und 1895); b) vulkanische Beben, welche Vulkanausbrüche begleiten (beide sind räumlich beschränkt: Ortsbeben); c) Dislokationsbeben oder tektonische Beben, Erdbeben, die durch innerliche, in ihren Wirkungen bis an die Oberfläche reichende Verschiebungen und Störungen des Zusammenhanges in der Erdkruste (Spaltenbildungen) verursacht werden (Fig. 46—48). Die letzten bilden die eigentlichen Erdbeben.

Bei den Kalabrischen Erdbeben wurden vor allem die Einsenkungsgebiete zwischen den alten kristallinischen Schollen Kalabriens betroffen, welche über Störungslinien liegen dürften. Auch das „Erdbeben von Messina“ (28. Dezember 1908) sowie dessen Vorläufer {1905 und 1907) haben diesen Charakter. (F. Toula: Vortrag „Messina“, 1909.) Bei dem Erdbeben von Kalabrien (1783) wanderten die Hauptstoßpunkte von Oppido (5. November) nach Soriano {7. November 1783) und Girifalco (29. März 1784) auf einer fast geraden Linie („Erdbebenlinie“) von 701cm Länge. Typus für F. Hofmanns (1838) „Lineare Beben“, jetzt „Wanderbeben“ genannt.

Das Erdbeben, welches am 18. April 1906 San Francisco zerstörte, erzeugte eine von Nordnordwest nach Südsüdost, von Point Arena bis San Juan reichende, über 300 1cm lange Spalte (J. A. Holmes 1907), mit horizontalen Verschiebungen bis zu 6 m und Erhebungen bis zu 1*2 m im Süden, welche sich nach beiden Seiten noch weiter bis zu einer Gesamtlänge von 600 km fortgesetzt haben dürfte (Fig. 46 und 47).

Bei dem Erdbeben vom 17. Mai 1892 wurden auf Sumatra

drei Triangulationspunkte verschoben, woraus R. Fennema (1897)

auf Verschiebungen ganzer Erdschollen an Bruchflächen geschlos sen hat.

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Durch Dislokationsbeben werden oft weite Räume in Mitleidenschaft gezogen. Das Erdbeben von Laibach in der Nacht

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Fig\ 46. Die Erdbebenspalte Californiens (1906). (Nach J. A. Holmes.)

14. auf den 15. April 1895 erstreckte sich über das ganze Gebiet der Ostalpen und einerseits bis an den südlichen Teil der herzynischen Masse, anderseits bis an den Ostrand der Apenninen, bis an die Fruska Gora und bis nach Sarajewo. Jenes von Agram reichte viel weniger weit gegen Westen und Südwesten. Durch das japanische

Beben vom 28. Oktober 1891 wurde ein Fläckenraiim von fast 250.000 km² empfindlich erschüttert.

Manchmal bleiben, inmitten der Erschütterungsflächen, einzelne Gebiete wenig oder selbst unerschüttert (Erdbebeninseln, Erdbebenbrücken). Man erkennt solche Strecken mindestens verzögerter und verminderter Wirkung in der Darstellung des Bebens von Charleston (Fig. 43, S. 57), im Bereiche des Alleghany Gebirges.

W. Branca, dem wir eine treffliche Darstellung über die Wirkungen der Erdbeben verdanken (Berlin 1902), hat auch die Ursachen der Erdbeben ausführlich erörtert. Außer den drei angeführten Ursachen, deren letztere er, ähnlich so wie vor ihm G. Gerland (1897),

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Fig. 47. Erdbebenspalte nahe der Point Reyes Station.

(Erdbeben von Californien am 18. April 1906. Nach J. A. Holmes.)

etwas einschränken möchte, kommt er auf kosmische Einflüsse durch Flutwellen, infolge der Anziehung von Sonne und Mond als weitere Ursache, also auf eine Vorstellung, wie sie vor vielen Jahren R. Falb zu entwickeln sich bemühte, wobei sich W. Branca jedoch diese Einwirkungen als den Ausbruch eines tektonischen Bebens nur beschleunigend oder auslösend vorstellt. Während man bisher die Lage des Hypozentrums in geringeren Tiefen zwischen 10 und 20 km annahm, vertritt er wie vor ihm A. Schmidt (1897) die Meinung, daß infolge der mit der Tiefe zunehmenden Elastizität der Verlauf der Stoßstrahlen hyperbolisch sei und der Erdbebenherd sonach in viel größerer Tiefe liegend angenommen werden müsse: für das Beben von Charleston (1886) etwa in 107—120 km. Die Tiefe des Erdbebenherdes für das Laibacher Beben (1895) berechnete A. Schmidt

(1897) mit 60—119, für das

von Kalabrien (1894) mit 159—172 km. Auch G. Gerland hat (1897) die Meinung vertreten, daß die Brueh-linien der Erde die Reaktionen des Erdinnern wohl begünstigen, daß die Erdbeben sich jedoch in den Übergangsregionen zwischen dem gasförmigen und flüssigen und dem flüssigen und festen Zustande abspielen dürften. Solche Beben möchte W. Branca die vulkanischen Beben im weiteren Sinne nennen (R. Hömes hat sie als kiyptovulkanisch bezeichnet) und möchte geradezu an durch Explosionen von Gasen hervorgerufene „Ausbruchsversuche“ denken (Erdbeben von 1883 auf Ischia).

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Fig. 48. Erdbebenspalte von Midori am Neo-Flusse auf Nippon (Japan) mit Verwerfung und Verschiebung (65 km weit zu verfolgen).

(Nach einem Lichtdrucke.)

Erfolgt der Erdbebenstoß in Küstengegenden (wie bei Lissabon 1755 oder in Peru 1868), so kann durch die seitliche Reaktion der festen Küstenböschung gegen die auf lagernde Wassermasse eine Flutwellenbewegung erzeugt werden, die sich nach allen Seiten hin über weite Meeresflächen, oft bis an die entferntesten Küsten fortpflanzt und hier ein oft mehrmaliges Steigen und Fallen des Wasserspiegels veranlaßt. Man hat diese Erscheinungen als Erdbebenfluten bezeichnet; solche wurden z. B. nach dem Erdbeben von Peru im August 1868 an den Inseln und an den Küsten des Pazifischen Ozeans, in Australien und in Japan beobachtet (F. v. Hochstetter 1869).

Nach der räumlichen Erstreckung der Erschütterungen (nach

der Form des Sehüttergebietes) hat man unterschieden: 1. zentrale Beben, bei welchen sich die Bewegung vom Epizentrum nach allen Seiten hin gleichmäßig wellenförmig fortpflanzt (Homoseisten nahezu kreisförmig), 2. einachsige Beben mit elliptischen Homoseisten, deren Achsen entweder in der Längs- oder Querrichtung von Gebirgen verlaufen, und 3. mehrachsige Beben mit unregelmäßig lappigen Homoseisten.

Was die geographische Verbreitung der Erdbeben anbelangt, so sind sie in jenen Gebieten am häufigsten, welche in geologisch neuerer Zeit weitergehende tektonische Veränderungen durchgemacht haben (Fig. 51 auf S. 69). Vor allem also in den Kettengebirgsregionen. F. de Montessus de Ballore hat (Paris 1906) 171.434 Erdbeben verzeichnet, von welchen über 90.000 auf die Kettengebirge der Alten, über 66.000 auf jene der Neuen Welt entfallen.

Es sind auch Fälle der gleichzeitigen Erschütterung verschiedener Gebiete bekannt, Gebiete, welche durch unerschüttert verbleibende Strecken voneinander getrennt sind (Simultanbeben); sie mögen zum Teil durch dieselbe Ursache hervorgerufen werden. Es ist weiter auch denkbar, daß durch ein Erdbeben in einem anderen Gebiete eine Störung und damit ein neues Erdbeben erzeugt werden kann (Auslösungs- oder „Relaisbeben“).

Aus der Statistik der Erdbeben (Erdbebenkataloge) glauben manche Beobachter auf eine gewisse Abhängigkeit derselben von den Jahreszeiten und von den Mondphasen schließen zu können, ohne daß diese Anschauung zu einem sicheren Resultate gekommen wäre. Die Erdbeben sind mit Rücksicht auf die Gesamtoberfläche unseres Planeten sehr häufige und ganz gewöhnliche Naturerscheinungen, die in früheren Erdperioden ebenso und wahrscheinlich noch viel kräftiger als heutzutage aufgetreten sind.

In neuerer Zeit wurden Einrichtungen getroffen, um in den meisten der Kulturstaaten die seismischen Vorgänge genau zu studieren und zu diesem Zwecke selbstregistrierende Instrumente aufgestellt (Erdbebenstationen). Auf diese Weise wird man zunächst zu einer möglichst genauen Erdbebenstatistik gelangen.

Die Seebeben. Erschütterungen, die vom Meeresgründe ausgehen, folgen offenbar denselben Gesetzen, sind jedoch, wie selbstverständlich, weniger genau zu verfolgen.

Niveauveränderungen, Hebungen und Senkungen des Bodens,

welche sich oft über weite Länderstrecken verschiedener Kontinente ausdehnen, lassen sich hauptsächlich an den Küsten der Meere deutlicher beobachten, infolge der dadurch eintretenden Strandverschiebungen. Sie sind von zweierlei Art und vollziehen sich entweder plötzlich oder allmählich. Sie umfassen entweder weite Räume

(regionale Niveauveränderungen) oder sind örtliche Erscheinungen. Für lokale Niveauveränderungen sprechen die langbekannten Tatsachen am „Serapistempel“ bei Pozzuoli am Golfe von Neapel (Fig. 49). Hier soll sich 1538, bei der Aufschüttung des Monte Nuovo, eine plötzliche örtliche Hebung des Landes vollzogen haben (Bohrlöcher von Lithophagen [Bohrmuscheln] an den noch stehenden Säulen, in einer 3 m hohen Zone, welche 3-5 m über der Basis beginnt, bis wohin die Säulen während einer Senkung von vulkanischen Auswurfsstotfen verschüttet waren). Als Beweis für in früherer Zeit erfolgte Senkung weiterer Räume werden die Fjorde Norwegens und Patagoniens angesehen, welche nach ihren Tiefen- und Formverhältnissen als durch Versenkung unter den Meeresspiegel gelangte Tal- und Seenzüge gedeutet wurden. (Versenkte oder ertränkte Täler.) Der Hardanger Fjord hat 174 km Länge und Tiefen bis 800 m, der noch längere Sogne-Fjord weist Tiefen bis 1242 m auf. Eine gewisse Ähnlichkeit mit den Fjorden besitzen die Rias-buchten mit flachen Böden, welche an der spanischen Nord- und Nordwestküste, in der Bretagne, in Cornwallis usw. auftreten (Fjord- und Rias-kiiste n).

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Die plötzlichen (instantanen) Hebungen und Senkungen erscheinen häufig als die direkte Wirkung von Erdbeben. So erlitten z. B. die Küsten

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Fig. 49. Säulen des Serapeums bei Pozzuoli.

striche Chiles im Jahre 1750 eine von Erdbeben begleitete Hebung im Betrage von 8 m. Ein lehrreiches Beispiel solcher plötzlicher Niveauveränderungen versinnlichen uns die Fig. 48 und 47 auf S. 63 und 62 des japanischen Erdbebens vom Jahre 1891 und des Erdbebens von San Francisco 1906. Die allmählichen oder säkularen Hebungen und Senkungen des Bodens erfolgen dagegen so langsam, daß ihre lotrechte Wirkung im Laufe eines Jahrhunderts oft nur bis 1 m oder etwas darüber beträgt.

Eine Erscheinung, die man mit Hebungsvorgängen ganzer Küstenteile der Erde in Zusammenhang gebracht hat, sind die zum Teil hoch über dem heutigen Spiegel des Meeres gelegenen Strand-linien und Strandterrassen, wie man sie z. B. an der norwegischen Küste auf weite Erstreckung hin verfolgen kann (Fig. 50). Bei Drontheim z. B. liegen zwei solche Strandlinien 150 und 170 m über dem Meere.

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Fig. 50. Strandterrasse an der Nordseite der norwegischen Insel Lekü. 65° 37' n, Br. (Nach Lehmann.)

Solche Strandverschiebungen hat man in einzelnen Gebieten auch bis in die Gegenwart verfolgt, so z. B. an den Küstenländern der Ostsee, wo man auf Grund der Pegelaufzeichnungen Veränderungen der Lage der Linien gleicher Strandhöhen (Isobasen) festzustellen vermochte. Für die Zeit von 1852—1875 konnte R. Sieger für verschiedene Küstenpunkte ein Sinken des Meeresspiegels an den schwedischen und finnländischen Küsten im Ausmaße von 11—81 cm beweisen. — Hebungsvorgänge des Festlandes sind auch für die britischen Inseln, für das nördliche Nordamerika (z. B. für die Hudson-und Baffinbailänder nach R. Bell), für Grönland und Spitzbergen usw., und zwar hauptsächlich durch Küstenterrassen nachgewiesen. In Schottland liegen Muschelbänke mit arktischen Tierarten bis 160 m hoch über dem heutigen Meeresspiegel. Das ganze weite Gebiet: Skandinavien, Finnland, Großbritannien und Irland bis nahe an das Südufer der Ostsee können wir uns (nach J. J. Sederholm 1911) seit der Eiszeit zu einem gewaltigen Schild emporgerückt vorstellen. Das läßt uns schließen, daß vor dieser Zeit eine noch tiefer reichende Senkung (Fjordbildung) vorhergegangen sei, die wieder auf eine gewaltige Erhebung folgte, während welcher die jetzt noch versenkten alten Täler ausgenagt wurden, also einen weitgehenden Wandel in den Höhenlagen andeutend.

Daß auch die Innenräume der Festlandsmassen solchen Niveauveränderungen in geologisch neuerer Zeit ausgesetzt waren, dafür mag das nördliche Rußland als Beispiel dienen. Hier erstreckte sich in der der Gegenwart vorausgegangenen Zeitperiode das Meer vom Dwinaquellgebiete bis an den Ural. Hebungsvorgänge des Landes lassen sich übrigens leichter nachweisen als Landsenkungen. Im Bereiche der Mittelmeerländer sind Landsenkungen nur an derWest-küste Mittelitaliens und an der Ostküste von Kreta sicher nachgewiesen worden. A. Heim hat nach Veränderungen der Neigung gewisser Talböden und Hochterrassen am Nordfuße der Alpen in der Schweiz auf Niveauveränderungen geschlossen, die er bis auf 400 m schätzte. Die Tiefenlage der Tal- und Seeböden auf der Südseite führten ihn zur Annahme von Senkungsvorgängen im Betrage von etwa 600 m.

Ch. Darwin hat aus den Beobachtungen an Korallenriffbildungen dauernde Senkungsvorgänge weiter Räume der Südsee in der Region der Niederen (Atoll-) Inseln abgeleitet.

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Der Versuch, die Erscheinungen durch Hebungen und Senkungen des Meeresspiegels zu deuten (positive und negative Strandverschiebungen nach E. Sueß), ist mißglückt, da es nicht möglich wurde, die Ursache solcher örtlicher Seespiegeländerungen in irgendwie überzeugender Weise zu erklären. (Niveauflächen der Meere.)

Auf große Niveauveränderungen müßte man die Entstehung sowohl der kontinentalen Festländer (Hebungsgebiete) als auch der Meeresbecken (Senkungsgebiete) der Erde zurückführen, wobei große Bruchlinien anzunehmen sind, wie die jenseits der meist schmalen Seichtmeerränder gelegenen Steilhänge der Kontinente andeuten. (Man vergleiche Fig. 1—4, S. 16, und die Erdkarte.) Ganze, jetzt zum großen Teil versunkene Kontinente wurden wiederholt konstruiert, so aus rein hypothetischen Gründen die Atlantis. Weiters hat J. W. Spencer (1898) aus gewissen Talformen auf den vormaligen Bestand eines Antillenkontinentes geschlossen und auf Niveauveränderungen im Ausmaße von 2000—3000 m. Über die Frage, ob die Ozeanbecken uralte und der Hauptsache nach beständige Einsenkungen seien oder nicht, söll hier nicht eingegangen werden, die Frage ist noch lange nicht entschieden. — Auch auf den Festländern fehlt es nicht an Gebieten zweifelloser und wiederholter Niveauveränderungen größerer und kleinerer Gebiete; man gedenke nur der Abbrüche auf der Südseite der Alpen gegen das norditalienische Tiefland (einen alten Meeresboden), oder des großen pannonischen Einbruches, man denke an die Einbrüche zwischen zwei Bruchrändern, die man nach einem bergmännischen Begriffe als „Gräben“ bezeichnet, z. B. das Rheintal zwischen Schwarzwald und Vogesen, das Becken des Roten Meeres mit seinen Fortsetzungen im Bereiche des vorderasiatischen Festlandes und seinen Begleiterscheinungen im mittleren Ostafrika usw.

Die Ursachen für die Hebungen und Senkungen des Bodens sind wahrscheinlich mit denjenigen der tektonischen Beben in Verbindung zu bringen. Die sehr weitgehenden Veränderungen in der Verteilung der Festländer und Meere im Verlaufe der geologischen Perioden zwingt uns, diese Vorgänge mit Niveauveränderungen in der festen Kruste der Erde in Zusammenhang zu setzen, deren Erklärung man in Schrumpfungen der Erde infolge der Wärmeverluste zu finden gesucht hat. C. E. Dutton hat (1892) die Ansicht vertreten, daß in der Kruste stetig ein Gleichgewichtszustand (Isostasie, siehe auch S. 70) zwischen den dichteren Gebieten unter dem Meere und den weniger dichten der Festländer angestrebt werde. (Schwere-messungen. F. R. Helmert 1891, J. B. Messerschmitt 1901.) Darin könnte die Ursache der Niveauveränderungen gesucht werdeo.

Wiederholt wurden Versuche gemacht, die Umrißformen der Festländer auf geometrische Figuren zurückzuführen und hat man an tetra-edrisehe und pentagonal-dodekaedrische gedacht. (M. L. Green 1873, A. de Lapparent 1900, Th. Arldt 1905 und 1908.) Der Wandel in der Form der Kontinente während der verschiedenen Perioden der Erdgeschichte spricht gegen derartige Annahmen.

Gebirgsbildung.

Die Lithosphäre muß schon allein infolge der fortschreitenden Abkühlung und Volumen Verminderung (Schrumpfung) des Erdinnern das Bestreben äußern, immer mehr gegen den Erdmittelpunkt hin zu sinken. Hierbei entstehen notwendig seitliche Stauchungen und Pressungen, welche je nach der Größe und der Richtung der seitlich wirkenden Kräfte und nach der örtlichen Beschaffenheit der Gesteine von verschiedener Wirkung sein müssen. Einerseits werden Einsenkungen, anderseits Aufwölbungen auftreten, die zu Störungen des Zusammenhanges (Dislokationen) führen können. Die von den Ozeanen eingenommenen Flächen mögen solchen Einsenkungen und Einbrüchen großer Länderteile zuzuschreiben sein, während die Festländer in höherem Niveau verbliebene Teile vorstellen dürften. In diesen sind aber auch Brüche und Verschiebungen, allmähliche Faltungen und Aufrichtungen der Gesteinsschichten eingetreten, wie wir sie in den Gebirgen beobachten und in welchen wir die Hauptursache der Gebirgsbildung zu suchen haben, die als ein seit den ältesten geologischen Perioden andauernder, durch Zeiträume verhältnismäßiger Ruhe unterbrochener, bis heute fortwirkender Vorgang zu betrachten ist. (Man vergleiche F. Toula: Über das Wandern und Schwanken der Meere, Schriften des Vereines zur Verbreitung naturwissenschaftlicher Kenntnisse in Wien, 48. Bd.)

Die Entstehung der Gebirge ist daher der Einwirkung des Erdinnern auf die Lithosphäre zuzuschreiben. Diese Einwirkung äußert sich nicht nur in einer von unten nach oben drückenden, hebenden Kraft, sondern in, der Hauptsache nach, tangential angreifenden, pressenden und schiebenden und dadurch Störungen in der Lithosphäre hervorrufenden Kräften. Die auf Faltenzusammenschiebung beruhenden Gebirgsbildungsvorgänge sollen sich nur oberflächlich vollziehen und schon in einer mäßigen Tiefe von nur wenigen Kilometern unmerklich werden. In dieser Tiefe sollen sich die Folgen der Schrumpfung in der Form eines vermehrten radialen Druckes äußern. — Es besteht in dieser Beziehung eine gewisse Ähnlichkeit mit den Erdbebenerscheinungen, welche, gleichfalls an der Oberfläche am stärksten

wahrnehmbar, in größeren Tiefen unmerklich werden. An der Oberfläche können die Erdbebenwellen mit ihren Folgeerscheinungen voll zur Geltung kommen und auch die Gebirgsfalten werden, da in der • Tiefe alles Darüberliegende drückend entgegenwirkt, hauptsächlich in den der Oberfläche näher liegenden Krustenteilen freier zur Ausgestaltung kommen.

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Die Gebirgsbildung ist kein alle Krustenteile gleichmäßig fassender Vorgang, sondern sie trat in gewissen Regionen besonders lebhaft auf (Fig. 51), während andere, z. B. die weiten Flächen des europäischen Rußland, das nördliche China, Teile des mittleren Nordamerika seit lange ungefaltet blieben.

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Fig. 51. Die Kettengebirgsregionen der Erde. (Nach M. Neumayr.)

A. Heim hat es versucht, durch Rechnung zu bestimmen, welches Maß von Schrumpfung eingetreten sein müsse, um die Schweizer Alpen entstehen zu lassen. Er kam auf eine Verminderung des Erdumfanges um zusammen 240 hm (das sind 0-6 Prozent); das würde einer Verkürzung des Erdradius um etwa 57 hm entsprechen. A. de Lapparent berechnete dagegen die Verkürzung mit nur 19 hm (das wären nur 0⁻05 Prozent).

Man hat auch das Maß der Wärmeabnahme des Erdinnern zu berechnen gesucht, indem man die Zusammenziehung der Gesteine ins Auge faßte. Eine Abkühlung um 200° müßte nach dieser Ausführung angenommen werden, um die Entstehung der Alpen auf solcheWeise zu erklären. Alle derartigen Rechnungen sind, wie C. R. van Hise (1898) gezeigt hat, wertlos, weil eine ganze Reihe von Umständen mit in Betracht gezogen werden müßte, die ihrerseits in ihrem Ausmaße unbestimmbar sind.

Andere wollten in regionaler Temperaturerhöhung und in einer dadurch erzeugten Volumenvergrößerung die Erklärung finden (Thermische Gebirgsbildungshypothese), um eine zweite der vielen und verschiedenartigen Annahmen über Gebirgsbildung anzudeuten.

Eine wichtige Erkenntnis liegt in dem Nachweise geringerer Schwerewirkung in gefalteten Kettengebirgen („Geoantiklinalen“, Erdaufwölbungen) gegenüber ausgeebneten Krustenteilen der Erdoberfläche, den ozeanischen Böden („Geosynklinalen“, Erdsenken). Sie weist hin auf Massenabgänge (Massendefekte, Auflockerung) in dem ersteren, auf Massenanhäufung (Verdichtung) im zweiten Falle und dürfte wohl für die Gebirgsbildungsfragen von größerer Wichtigkeit werden. C. E. Dutton stellt sich vor, die Erdkruste schwimme auf dem Magma des Erdinnern und strebe stetig einem Gleichgewichtszustände (Isostasie) zu, der, etwa durch Abtrag (Entlastung) der Erdaufwölbungen, und Ablagerung (Belastung) in den Erdsenken gestört, zu Hebungsund Senkungsvorgängen führen müsse, um das Gleichgewicht wieder herzustelleh. —- Die Kettengebirge dürften in ihrer heutigen Gestalt nicht mit einem Male gebildet worden sein, sondern nach und nach, durch Ereignisse, die immerhin zeitweise in besonders regem Maße zum Vollzug gekommen sein mögen. Die äußere Modellierung der Gebirgsketten und Täler ist hauptsächlich den zerstörenden und abtragenden Vorgängen zuzuschreiben.

Über die verschiedenen älteren Hypothesen, welche über die „Entstehung der Gebirge“ ausgebildet worden sind, vergleiche man einen Vortrag F.Toulas in den Schriften des Vereines zur Verbreitung naturwissenschaftlicher Kenntnisse in Wien (1877) und den schon erwähnten Vortrag W. Bran cas (1902),

S. 86 ff. — Weiteres in den späteren Ausführungen über Gebirgsbau.

2. Die geologischen Wirkungen des Wassers.

Hierher gehören die aus dem Kreisläufe des Wassers entstehenden Vorgänge der Verwitterung und Zerstörung, des Abtrages (Denudation), der Auswaschung (Erosion), der Fortführung (Transportation) und des Wiederabsatzes (Sedimentation) von Gesteinsmaterial, Vorgänge, die aus der Einwirkung der Atmosphäre und Hydrosphäre auf die Lithosphäre zu erklären sind.

Der Kreislauf des Wassers. Die Wassermassen unserer Erde sind in einem beständigen Kreisläufe begriffen. Das Wasser steigt

als Wasserdampf in die Luft, verdichtet sich und kommt als atmosphärischer Niederschlag (Tau, Regen, Reif, Schnee oder Hagel) wieder auf die Erde zurück. Nimmt man die Menge des durch die Sonnenwärme jährlich verdunsteten Wassers etwa mit 465.000 lcmB an, so ist dies doch nur etwas mehr als -jtTö der Gesamtmasse des Wassers der Erde.

Die klimatischen Verhältnisse bedingen sowohl das Maß der Verdunstung, den Feuchtigkeitsgrad der Atmosphäre, als auch die Menge und die Form der Niederschläge. Nach E. Brückner (1890) unterliegt die Niederschlagsmenge periodischen Schwankungen (35jährige Perioden). Die Niederschlagsmenge hängt im allgemeinen von der geographischen Breite ab; sie ist in höheren Breiten eine geringere. Da eine Hauptquelle der atmosphärischen Feuchtigkeit das Meer ist, nimmt die Niederschlagsmenge landeinwärts ab. Jene Küstenländer, welche von den feuchten Seewinden getroffen werden, weisen die größten Mengen der Niederschläge auf. Auf den Festländern werden dieselben durch die Lage der Gebirge den feuchten Luftströmungen gegenüber in hohem Grade beeinflußt. Von großer Bedeutung für die klimatischen Verhältnisse, für die Verdichtung der atmosphärischen Feuchtigkeit und für die Aufnahme undVerteilung der Niederschläge sind die Waldbestände.    *■

Man nimmt im großen ganzen an, daß von den atmosphärischen Niederschlägen, soweit sie auf dem festen Lande erfolgen, -Ł sofort verdunstet oder von der Tier- und Pflanzenwelt aufgenommen, ± vom Boden aufgesogen wird und i oberflächlich abfließt.

Diese Annahme ist eine nur sehr beiläufige. Niederschlagsmengen, Bodenbeschaffenheit, Höhenlage, geographische Breite, Art der Kultur, Jahreszeit, Luftfeuchtigkeit, Windrichtung usw. beeinflussen das Maß dieser Verteilung. An 18 verschiedenen Stationen wurde z. B. das Maß der Infiltration sehr verschieden groß gefunden: von weniger als 20 bis auf mehr als 60% des Niederschlages. Je nach der Bodenart hat man 19*6 bis 83% der Niederschläge als Infiltration berechnet. Der größte Teil des Infiltrationswassers gelangt wieder zum Abflüsse. In regenreichen Jahren ist der Abfluß- im Verhältnisse ein größerer (1890 in Böhmen 31*3%) als in trockenen (1885 in Böhmen 22*5% der Niederschläge). Das Maß der Verdunstung hat man im dichten Fichtenwalde mit 68, im Buchenwalde mit 38, im Eichenwalde mit 31% des Niederschlages gefunden. Eine große Menge des Niederschlagswassers wird von der Vegetation verbraucht und in Dunstform der Atmosphäre zurückgegeben.

Auf tonigen, wasserundurchlässigen Flächen wird das Niederschlagswasser am Einsickern verhindert; oberflächlich entstehen dadurch stehende Gewässer: Tümpel und Seen, Sümpfe und Moore. Muldig gebaute Flächen, aus welchen die Wässer sich keinen Abfluß bilden konnten, können oft von gewaltiger Ausdehnung sein, man gedenke etwa der vom Kaspisee eingenommenen Senke oder der innerasiatischen Gebiete; man nennt sie abflußlos. (Nach Joh. Walther soll fast der Landoberfläche der Erde abflußlos sein.)

Das Wasser, welches vom Boden aufgesogen wird, dringt teils auf Rissen und Klüften der Gesteine in die Tiefe, teils vermöge der Porosität und Kapillarität der Gesteine in diese selbst ein..Daher ist die ganze Erdrinde bis zu einer gewissen Tiefe von Wasser durchtränkt. Dasselbe erscheint in den Erdschichten in dreifacher Weise: als allgemeine Gebirgsfeuchtigkeit, besonders in den Poren und Haarrissen aller Gesteine, als Grundwasser in wasserführenden Schichten, welche wasserundurchlässige Gesteine als Unterlage haben, und endlich als frei zirkulierendes Wasser in Spalten, Klüften und Höhlen. Eine besondere Art der Grundwasserführung kommt endlich in der Nähe von Flüssen und Bächen vor, indem das Wasser derselben auch seitwärts in die wasserdurchlassenden Schichten der Ufer eindringt (dieselben infiltriert).

Aus dem vom Boden aufgesogenen und unterirdisch angesammelten Grund wasser nehmen die Quellen ihren Anfang. Das Quellwasser ist somit atmosphärischen Ursprungs und die Menge und Ergiebigkeit der Quellen hängt in erster Linie von der Menge der atmosphärischen Niederschläge und von dem Maße der Infiltration ab.

Trifft das durch das durchlässige Gestein {a in Fig. 52) einsickernde Wasser - auf eine schräg verlaufende wasserundurchlässige Schichte (&),-so wird es an derselben abfließen und dort zutage treten, wo die wasserundurchlässige Schichte an die Oberfläche tritt („Schichtquelle“, Fig. 52). Hierher gehören z. B. auch die sogenannten „Tiefquellen“, die aus dem Grundwasser der wasserdurchlässigen Schottermassen des Steinfeldes der „Wiener Bucht“ entspringen. Der •Spiegel des Grundwassers ist kein beständiger, sondern steigt und fällt mit der Zu- und Abnahme der das Grundwasser speisenden Gewässer.

Ist diese wasserundurchlässige Schichte muldenförmig gelagert, so wird der Muldenraum sich mit Wasser anfiillen und wird bei weiterem Zuflusse das Wasser über die Ränder der Mulde abfließen („Überfallquelle“, Fig. 53). Liegt die unterirdische Muldenmitte einer wasserführenden, zwischen undurchlässigen Ablagerungen gelegenen Schichte in beträchtlicher Tiefe, so wird das Wasser im Bereiche dieser tieferen Gebiete unter Umständen, wenn der Höhenunterschied groß genug ist, infolge des Wasserdruckes, in Klüften aufsteigen („aufsteigende Quellen“) oder auch künstlich durch Bohrungen sogar zu springquell-

artigem Ausfließen gebracht werden können („artesische Brunnen“ Fig. 54). Keichen natürliche Aufschlüsse (z. B. Gebirgsspalten) tief genug, so \yird das Wasser an solchen Stellen zum Ausflusse kommen („Tal- oder Spaltquelle“, Fig, 55).

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Fig. 52. Schichtquelle.

Fig. 53. Überfall quelle.

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Fig. 54. Artesischer Brunnen. (Zu Fillers im Artois soll schon 1126 ein solcher Brunnen bestanden haben.)

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Fig. 56. Yerwerfungsquelle.

Fig. 55. Tal- oder Spaltquelle.

(Fig. 52, 53 und 55 nach Ed. Sueß.)

Einen anderen Fall einer aufsteigenden Quelle stellt das Verhältnis in Fig. 56 dar, wo das nach Art der Schichtquellen ab fließende Wasser des Gebirgsflügels rechts an dem undurchlässigen Gestein des anderen Gebirgsflügels gestaut und zum Ansteigen und endlichen Ausfließen gezwungen wird („Yerwerfungsquelle“ bei Q).

Seihbrunnen.

Tegelbrunnen. Gemischter Brunnen.

(Donau- und Seihwasser) Donaubrunnea.

Donaukanal.

Donaubrunnen.

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Fig. 57. Die Brunnen von Wien. (Nach F. v. Hochstetter.)

a Alluvium; b Diluvialterrasse (Löß); t tertiärer Tegel; s Sand- und Geröllschichte im Tegel;

g Grundwasser.

Im Untergründe treten häufig in verschiedenen Tiefen wasserführende Horizonte auf, welche Brunnen speisen können (Fig. 57).

Alles Wasser, welches seinen Ursprung entweder direkt oder indirekt (mittels der Quellen) in meteorischen Niederschlägen hat, heißt wegen seines geringen Salzgehaltes Süßwasser, im Gegensätze zum Salzwasser des Meeres und der Salzseen (in abflußlosen Gebieten).

Die Wirkungen, welche das Süßwasser auf die Lithosphäre aus-iibt, sind von zweierlei Art: chemische und mechanische.

Das Süßwasser verdankt seine chemische Wirksamkeit der Eigenschaft, sowohl Gase als auch feste Körper aufzulösen. Kein auf der Erdoberfläche zirkulierendes Wasser ist daher chemisch rein.

Schon das Regenwasser enthält Luft und Kohlensäure, daneben sehr häufig auch etwas Salpetersäure (bei Gewitterregen) und Ammoniak. Quell-, Bach- und Flußwasser sind noch reicher an fremden Bestandteilen, indem sie solche aus den Schichten der Erde, durch oder über welche sie fließen, aufnehmen. Die wichtigste Rolle spielt dabei die Kohlensäure. Sie ist die Vermittlerin der Löslichkeit vieler Salze, namentlich des Calcium- und des Magnesiumkarbonates, welche in reinem Wasser fast unlöslich, in kohlensäurehaltigem aber als Bikarbonate löslich werden.

In 10.000 Teilen kohlensäurehaltigen Wassers lösen sich 10‘8 Gewichtsteile Kalkspat, 3T Dolomit, 1*2 Magnesit, 7'2 Eisenspat. Auch Silikate von Kalk-, Kali-, Natron-, Eisen- und Mangan-oxydul sind in kohlensäurehaltigein Wasser unter Bildung von Karbonaten zersetzbar. Ein Teil Gips löst sich bei 21° in 420 Teilen reinen Wassers.

Je nach der größeren oder geringeren Menge dieser Salze unterscheidet man hartes und weiches Wasser.

Die meisten Quellwässer sind hart, d. h. sie haben bei der Bewegung in den Erdschichten eine größere Menge von Salzen aufgenommen; die Flußwässer sind in der Regel weich, weil sie weniger Bodenbestandteile aufgelöst enthalten.

Als einen Härtegrad bezeichnet man den Gehalt von einem Gewichtsteil Kalkerde („deutscher Härtegrad“) oder kohlensaurem Kalk („französischer Härtegrad“) in 100.000 Teilen Wasser. Dabei wird die etwa mit vorkommende Magnesia mit dem Kalke in Rechnung gebracht. Von dem Grade der Reinheit des Wassers hängt seine Verwendbarkeit als Genuß- (Trink-) oder Nutzwasser ab. Das Trinkwasser soll nicht mehr als höchstens 18—20 deutsche Härtegrade besitzen. Der Gehalt an organischen Stoffen soll 2—10 mg

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Steilhiingen im Sonnwendgebirge in Nord-Tirol (1950 m Meereshöhe).

(Nach eimr Originalphotographie von Prof. Dr. Franz Wah-ner.)

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Fig. 58. Karrenbildungen

im Liter Wasser nicht übersteigen. Ammoniak und salpetrige Säure sollen überhaupt nicht Vorkommen, von Salpetersäure sollte nicht mehr als höchstens 30 mg, Chlor höchstens 30, Schwefelsäure höchstens 100 mg im Liter Wasser enthalten sein¹).

Der gesamte Abdampfungsrückstand eines Liters Wasser soll nicht mehr als 300—500 mg ausmachen.

In weit größerer Menge als im gewöhnlichen Quell-, Brunn en-und Flußwasser sind Salze und auch andere mineralische Stoffe in den sogenannten Mineralwässern und in den meisten -warmen und heißen Quellen (Thermen) enthalten, welche aus größerer Tiefe stammen. So beträgt für die heiße Sprudelquelle von Karlsbad (73 8°C) der Qesamtgehalt an gelösten Stoffen 5516*8 mg im Liter, wovon nur 320 mg auf das Kalkkarbonat entfallen. (Von Natriumsulfat sind mehr als 2000, Chlornatrium mehr als 800, Natriumkarbonat mehr als 900 mg enthalten.)

Die Wassertemperaturen der Thermen sind höher als die mittlere Jahrestemperatur der betreffenden Orte, während die gewöhnlichen, dem

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Wasser sind in Milligrammen gelöst

enthalten :

Kaiserbrunnen- Stixensteiner quelle

(Alte Wiener Hochquellen)

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(Tiefquelle)

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(1863)

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Magnesia .... Alkalien .... Ammoniak . . . Schwefelsäure . . Chlor i . . . . Salpetersäure . . Trockenrückstand Glührückstand .

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Mehrere Analysen von Donauwasser aus dem Jahre 1878 ergaben 146—199 mg gelöste Bestandteile in einem Liter Wasser.

Die Summe der festen Bestandteile betrug ferner (zu bestimmten Zeiten) für die Rhone bei Lyon 106-0, für die Elbe bei Hamburg 126-9, für die Loire bei Orleans 134-6, für den Rhein bei Straßburg 23L7, für die Themse bei Greenwich 397-9 mg in einem Liter Wasser. Die Gesamtmenge der beispielsweise durch die beiden oben genannten Hochquellen im Laufe eines Jahres dem Kalkgebirge entführten gelösten Stoffe beziffert sich auf 1500 m³, wovon 74 °/₀ auf das Kalkkarbonat entfallen, wogegen die Elbe in derselben Zeit etwa 200.000 m³ gelöste Stoffe bei Lobositz vorüberiührt.

Den Härtegrad kann man durch Behandlung einer gemessenen Wassermenge mit einer ebenfalls zugemessenen Seifenlösung bestimmen. (Verseifung der gelösten Stoffe.)

Grundwasser entstammenden Quellen der mittleren Jahrestemperatur des Ortes nahe kommen. Die „Höllenquelle“ in Baden-Baden hat 86°, der „Kochbrunnen“ von Wiesbaden 68°, die Gasteiner Quelle sowie jene von Teplitz in Böhmen bei 48° C.

Kalk Wässer sind reich an Kohlensäure und Calciumkarbonat, welch letzteres als Bikarbonat gelöst ist. Kieselwässer enthalten in größerer Menge Kieselsäure; sie sind fast durchweg heiße Quellen. Säuerlinge haben einen reichen Gehalt an Kohlensäure; Eisensäuerlinge oder Stahlwässer führen daneben noch Eisenkarbonat; Bitterwässer Magnesium- und Natriumsulfat. Schwefelwässer enthalten freien Schwefelwasserstoff neben Sulfaten und Karbonaten. Solen oder Solquellen sind stärkere oder schwächere Kochsalzquellen, die in Gegenden entspringen, wo in der Tiefe Steinsalzlager Vorkommen. — In neuester Zeit hat man auf die Radioaktivität warmer und heißer Quellen ein großes Gewicht gelegt. Radium ist in der Erdkruste weit verbreitet. (A. Gockel: Die Radioaktivität von Boden und Quellen. Braunschweig 1914.)

Alle mineralischen Bestandteile, welche das Wasser der Quellen und Flüsse enthält, sind den Schichten der Erde durch allmähliche Auslaugung der Gesteine entnommen. Solche Auslaugungs- und Auflösungsvorgänge vollziehen sich sowohl oberflächlich als auch, und zwar besonders auf Klüften und Spalten, im Innern der Gebirge. Eine auffallende Oberflächenerscheinung dieser Art stellen die Karrenfelder (Fig. 58 und 59) auf geneigten Kalktafeln oder Hangflächen in den höheren Regionen der Kalkgebirge dar, oder im großen Maße die auf waldlosen Kalkgebirgsflächen auftretenden Erosionsformen, welche z. B. die Plateauflächen des Karstes kennzeichnen (Karstszenerie, Fig. 61, S. 78), und welche weithin im dinarischen Kalkgebirge zu beobachten sind. Kleinere und größere trichterförmige Vertiefungen (Dolinen), zumeist 2—20 m tief und 10—120 m im Durchmesser, bedecken die Flächen (Fig. 62, S. 79); sie sind in der Tiefe meist mit lehmartigen Auflösungsüberresten („Terra rossa“) erfüllt und stehen entweder durch Gebirgsspalten oder durch schlotartige Abzugskanäle mit unterirdischen Höhlenzügen in Verbindung. Manche Dolinen mögen mit Deckeneinbrüchen von Höhlen einen Zusammenhang haben („Erdfälle“). Die Oberflächen der Kalkfelstafeln sind zerschrundet und zernagt, ähnlich den Karren oder „Schratten“ der Karrenfelder. Auch größere Mulden und Becken, die Poljen, sind für derartige Kalkgebirgsflächen bezeichnend, sowie der bald ober-, bald unterirdische Verlauf der fließenden Gewässer.

Die Bildung von unterirdischen Höhlenzügen ist sonach die notwendige Folge solcher oft durch ungemein lange Zeiträume fort-

dauernder Auswaschungsprozesse des innerhalb der Erde fließenden Wassers.

Als Beispiele seien angeführt die Höhlen in Gips- und Kalkgebirgen, z. B. die „Gipsschlotten“ in Thüringen und am Harz, wo bei Osterode auch an Dolinen erinnernde „Erdfälle“ Vorkommen, die Schlot- oder sackförmigen Verwitterungs- und Auslaugungshohlräume, welche man als geologische Orgeln bezeichnet hat, sowie die Kalksteinhöhlen, wie sie großartig im Karst (z. B. die Reka-höhlen von St. Canzian bei Divacca, Fig. 63, S. 80, mit gewaltigen

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Fig. 59. Karren auf sanfter geneigter Oberfläche. Steinernes Meer in den Salzburger Kalkalpen. (Nach einer Originalaufnahme von Prof. A. Penck.)

Deckeneinbrüchen, die Adelsberger Tropfsteingrotte, Fig. 64, S. 81, die Kreuzberghöhle, die an eine Doline sich anschließende Höhle von Corgnale im Karst usw.), in den Karpathen (Agteleker Höhle) und an anderen Orten sich finden.

Auf unterirdische Wasserläufe sind auch eigenartige „blind“ an Felswänden im Kalkgebirge endende Täler zurückzuführen, die zeitweilig wassergefüllt sind und durch „Sauglöcher“ (Ponore, Kata-vothren) allmählich entwässert werden (Fig. 60, natürliche Brücke). Das Phänomen des Zirknitzer Sees, der in einer poljenartigen Einsenkung liegt, ist auf das Vorhandensein solcher Sauglöcher zurückzuführen. Seine Speisung erfolgt durch die „Speilöcher“. Auch das zeitweise Versiegen der oberen Donau bei Möhringen, die ihr Wasser an die Radolfzeller Aach und dadurch zum Rheingebiete abgibt, gehört hierher.

Eine reichhaltige Zusammenstellung über Höhlenforschung hat E. A. Ma r-tell (Mém. Soc. de Spéléol. 1897) gegeben. Man vergleiche auch desselben

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Fig. 60. Die natürliche Brücke bei Ponor (südwestlich von Baia d’arama in Kumänien). Erosionsrest an der Hinterseite eines blind endenden Tales mit einem Saugloch in dem fast trockenen Talboden. Von unten gesehen.

(Originalaufnahme von Franz Toula.)

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Fig. 61. Karstszenerie^nach Originalaufnahmen von Hofrat Dr. G. Stäche und Dr. Fr. Kerner v. Marilaun.

Autors: L:i Spéléologie. Paris 1900 und W. von Knebel: Höhlenkunde. Braunschweig 1906.

Auf die chemischen Wirkungen des Wassers ist aber auch die \ er Witterung, Lösung, Zersetzung und Auflockerung selbst solcher Gesteine zurückzuführen, deren Bestandteile nur in geringem Grade löslich sind. Es vollziehen sich dabei auch stoffliche Veränderungen der Gesteine (Hydratisierung) und werden dazu auf der ganzen Erde große Wassermengen gebunden¹).

Bei der Verwitterung der Gesteine wirkt jedoch nicht nur die auflösende und umwandelnde Tätigkeit des atmosphärischen Wassers allein, sie wird wesentlich unterstützt durch klimatische Einflüsse; vor allem spielen Temperaturveränderungen²) eine wichtige Rolle und besonders die Frostwirkung kommt dabei in Betracht, da wieder-

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Fig. 62. Dolinenlandschaft bei Corgnale im Triestiner Karst.

(Nach einer Originalaufnahme von Hofrat Dr. G. Stäche.)

holtes Gefrieren und Wiederauftauen des Wassers in Rissen und Spalten der Gesteine eine weitgehende Auflockerung zur Folge hat und der auflösenden und umwandelnden Wirkung des Wassers vorarbeitet. Aber auch die Vegetation und die dabei sich bildenden organischen Säuren greifen tätig ein.

Die Sonnenbestrahlung (Insolation) bedingt durch oberflächliche Ausdehnung Spannungen, die zu Auflockerungen, Abspaltungen und zum allmählichen Zerfall führen können. Mehrfach wurde darauf hingewiesen, daß bei uns die südwärts gerichteten Berghänge rascher verwittern als die nordseitigen.

¹)    Es hat dies zu der Vorstellung geführt, daß im Laufe der Zeit alles Wasser der Erde verbraucht werden könnte, was von einer Auflockerung und Anschwellung der sich verändernden Gesteine begleitet werden müßte.

²)    In den Tropen hat man Bodentemperaturen im Ausmaße bis 84° C beobachtet, in der Sahara bis weit über 50°. Nur die Frostwirkung fehlt.

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St. Canzian bei Divacca im Karst. (Nach Friedr. Müller.)

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Fig. 68 Die Rekahöhlen

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Die mannigfaltigen Oberflächenformen werden durch die Verwitterbarkeit der Gesteine mit bedingt: Verkarstung von Kalkbergen nach Kahlschlägen und nach Abschwemmung der dürftigen Krume, zum Unterschiede von Bergen, welche durch raschere Verwitterung Böden nachschaffen. Eigenartige Erscheinungen sind die „Schutzrinden“, dünne, glänzende Überzüge der Gesteine in den Wüsten, vorwiegend aus Mangan- und Eisenoxyd bestehend, die den Gesteinen entstammen. Einer Umwandlung der Gesteine in tropischen Begionen verdanken auch die Later it e ihre Entstehung, im wesentlichen eisenschüssige, festgebundene wasserhaltige Tonerde.

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Fig. 64. Ansicht eines Teiles der Adelsberger Grotte.

(Nach einer photographischen Aufnahme.)

Der chemische Einfluß des Wassers ist nicht bloß ein zerstörender und umwandelnder, sondern gleichzeitig auch wieder ein neubildender. Die Kalkwässer, welche infolge ihres Kohlensäuregehaltes aus kalkhaltigen Gesteinen viel Calciumkarbonat, zum größten Teil als Calciumbikarbonat aufgelöst haben, setzen Calciumkarbonat in Form von meist krustenförmigem Kalksinter und löchrigporösem Kalk tu ff wieder ab, sobald die freie und die halbgebundene Kohlensäure bei der Verdunstung des Wassers, beim Zerstäuben desselben oder unter dem Einflüsse des Pflanzenlebens entweicht beziehungsweise entzogen wird.

Auf diese Art bilden sich Absätze der mannigfaltigsten Art, so auch die Tropfsteine der Kalkhöhlen (Stalaktiten oder Tropfsteinzapfen und Stalagmiten oder Tropfsteinsäulen, Fig. 64) durch Ver-

Toula, Geologie. 3. Aufl.

dunstung des kalkreichen Wassers an der Decke und beim Falle durch die Luft.

Die mächtigen Ablagerungen von Kalktuff, wie z. B. der durch den kalkreichen Anio bei Tivoli unweit Rom abgesetzte Travertin

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Fig. 65. Ein Erzgang des Freiberger Reviers mit Drusenraum (Dr). N das kristallinische Gestein, Q Quarz, B Bleiglanz, K Kalkspat.

(Lapis tiburtinus), aus welchem die Riesenquadern für die Prachtbauten des alten Rom gebrochen wurden, entstanden und entstehen zum Teil unter Mitwirkung pflanzlichen Lebens (Algen), wodurch dem Wasser Kohlensäure entnommen wird.

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Fig. 66. Bandachat. Eine gangförmige Kluftausfüllung.

Auch die Umwandlung loser Gesteinsanhäufungen in feste Gesteine (Sande in Sandsteine, Gerolle und Schotter in Konglomerate)

erfolgt durch derartige Absätze gelöst gewesener Stoffe. Weiters werden die Hohlräume innerhalb gewisser Gesteine auf diese Weise aus-gefüllt. In blasenartigen Räumen bilden sich mandelförmige Gesteinskörper, in Spalten und Kluften jene Ausfüllungen, welche man als Mineralgänge zu bezeichnen pflegt (Fig. 65, 66). Kalkspat, Quarz, Schwerspat und Flußspat spielen dabei eine wichtige Rolle (Kalkspat-, Quarz- und andere Gänge).

Die meisten Erzlagerstätten sind gleichfalls nur durch chemische Niederschläge aus Wasser hervorgegangen. Die Limonitabsätze oder die Raseneisensteine in Sümpfen und Torfmooren verdanken ihre Entstehung eisenhaltigen Wässern. Es sei dabei auf die wichtige Rolle hingewiesen, welche die sogenannten Eisenbakterien nach S. Winogradsky bei der Ausscheidung von Eisenoxyd aus Eisenkarbonat führendenWässern spielen.

Die Bildung der meisten Erzgänge läßt sich auf wässerigem Wege durch Eindringen mineralischer Lösungen in die Spalten der Gebirge erklären. Die häufigsten Erze solcher Erzgänge sind: Eisenkies, Kupferkies, Bleiglanz, Zinkblende, Galmei, Brauneisenstein u. a.

Fig. 67. Dendriten auf einer Soln-hofener Platte.

Die bei diesen Bildungen sich abspielenden Vorgänge sind zum großen Teil recht verwickelte und auf Wechselwirkungen verschiedenartiger Minerallösungen aufeinander zurückzuführen. Von großer Bedeutung ist dabei sicherlich die Vitriolbildung aus Metallsulfiden. Anderseits werden durch kohlensäurehaltiges Wasser besonders die verschiedenartigen Karbonate in Lösung zugeführt. Das aus größeren Tiefen aufsteigende, hochgradig erhitzte Wasser wird aber auch selbst Silikate in Lösung nach oben bringen und schwefelwasserstoffhaltige Gewässer werden unter Umständen hinzutreten. Die gelösten Substanzen mögen dabei in gewissen Fällen aus von den Spalten durchsetzten Gesteinen stammen („Lateralsekretion“) oder in heißen Lösungen aus der Tiefe emporgebracht worden sein („Aszensions- oder Thermaltheorie“ der Gangbildungen). A. G.Werners Ansicht, daß die Gänge von oben her durch Niederschläge aus Auflösungen gebildet worden seien („Des-zensionstheorie“), ist fast ganz aufgegeben. Die eigentümliche Erscheinung des reichlichen Vorkommens von Brauneisen in den der Erd-

Oberfläche nahe gelegenen Teilen gewisser Erzgänge („der eiserne Hut“) ist auf Umwandlungen (Metamorphosen) besonders von Eisenkiesen in

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Fig. 68. Blick in die gegen 900 m tiefe Erosionsschlucht des Grand Canon am Colorado in Arizona. (Nach einer Heliotypie.)

Brauneisen zu erklären, wobei die etwa mit den Kiesen vergesellschaftet gewesenen Edelmetalle frei werden können. Die Ausfüllung der Spalten geschieht allmählich und folgen sehr häufig in großer Regel-

mäßigkeit verschiedene Minerallagen in systematischer Anordnung von beiden Wänden der Spalte nach einwärts aufeinander (Fig. 65, S. 82). Manchmal bleiben Teile der Spalte ungefüllt, in welchen dann nicht selten die Füllungsminerale in schöner, kristallisierter Ausbildung auf-treten (D r u s e n r äu m e). Eine ausführliche Darstellung über die Erzgänge findet sich in R. Becks Lehre von den Erzlagerstätten (Berlin 1909).

Unteres Karbon. Oberes Karbon.

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VI. Aubrey-Sandsteine. Oben weiß, unten rot. Schiefrige Sandsteine und Schiefer, dann dickbankige Sandsteine in der steil abstür- ^ zenden Partie.

V. Red-Wall-Kalke: weiße Kalke, welche oberflächlich rot gefärbt sind (nach Frech durch die von oben kommenden Wässer).

Br eccien-Kalkstein.

Zu unterst Kalk- und Sandstein wechselnd.

(D nur örtlich : Devonkalk,

Denudationsreste.)

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IV. Oberer Tonto-Sandstein mit grünlichen Schiefern.

III. Unterer Tonto-Sandstein.

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II. Sandsteine, Konglomerate und Schiefer („Algonkium“). 1. Gneis mit Granit-und

Diabasgängen.

Fig. 69. Geologischer Aufbau der Wände des Grand Caîlon nach Fr. Frech. (Die Diskordanzen in den Ablagerungen sind besonders zu beachten.)

Die Erzlagerstätten haben auch F. Beyschlag, P. Krusch und J. H. L. Vogt behandelt. Stuttgart seit 1910. — Weitere Angaben über Gänge siehe S. 83 ff.

Chemische Absätze sind endlich die moosartigen, aus Eisen- und Manganhydroxyden bestehenden Dendriten, welche in feinsten Haarrissen gewisser Gesteine Schicht- oder Kluftflächen bedecken (Fig. 67).

Die mechanischen Wirkungen des Süßwassers:

a) Auswaschung oder Erosion. Jedes fließende Wasser wäscht durch Auflösung, zum großen Teil aber auch durch Abreibung mittels des mitgeführten GesteinstrlimmerWerkes, durch Zertrümmerung und Fortschaffung yon Gesteinsmaterial Rinnen aus, die mit der Zeit tiefer und tiefer werden und zur Talbildung führen können (Erosionstäler).

Jede Talbildung beginnt zunächst damit, daß das auf mehr oder weniger geneigtem Botlen abfließende Wasser eine Menge von getrennten, kleinen Wasserrinnen bildet („Rachein“, ähnlich den Karrenfurchen, Fig. 58 und 59, S. 76 und 77), die bei stärkerer Neigung in tiefere und weiter auseinander liegende Furchen zusammenlaufen. Hat auf diese Weise einmal die Furchenbildung begonnen, so wächst das Tal von unten nach oben; unten verbreitert und vertieft es sich, nach oben oder rückwärts schneidet es sich weiter ein und vergrößert

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Fig. 70. Querschnitt durch das Tal des Colorado. (Nach C. E. Dutton.)

auf diese Weise gleichzeitig sein Gebiet, unter Umständen auf Kosten der auf der entgegengesetzten Abdachung abfließenden Gewässer (Veränderung der Wasserscheiden). Gefällsverschiedenheit und Verschiedenheit der Niederschlagsmengen werden solche Erscheinungen erklären. Außerordentlich begünstigt wird der Auswaschungsprozeß in Klimaten, wo häufigerer Wechsel von Frost und Tauwetter eintritt und das in den Spalten der Gesteine enthaltene Wasser, bei jedesmaligem Erstarren zu Eis, sich ausdehnt, die Felsen auseinandertreibt und zertrümmert. So werden die massigsten Gebirge und die mächtigsten Plateaus nach und nach bis in ihr Zentrum ausgefurcht und ausgenagt (Fig. 68, 69 und 70). Schmale Felskämme, schroffe Felsgipfel entstehen in festen Gebirgsgesteinen, Erdpyramiden (Fig. 71) in Schuttmassen mit größeren Felstrümmern. Die endliche Abtragung auch solcher Ruinen bildet das Endresultat des Erosionsprozesses, der in Verbindung mit den Wirkungen der Winde und des Eises die Hauptrolle bei dem großartigen Vorgänge des allgemeinen Abtrages, der Denudation, des Festlandes spielt, ein Prozeß, welcher auf die Ausgleichung aller Höhenunterschiede hinarbeitet. W. M. Davis (1899) hat diesen schließlichen Zustand das „Greisenalter der Talsysteme“, die dadurch entstehende Oberfläche als Peneplain bezeichnet („Halbebene“, „Fastebene“, Ausebnungsfläche).

Die Denudation ist der großartigste auf der Erdfeste sich vollziehende Veränderungsvorgang. Als ein Beispiel sei auf die Darstellung W. Bran cas (1892) über die ehemalige Ausdehnung der Kalksteintafel der Schwäbischen Alb hingewiesen, die sich einst bis über den Rhein hinaus erstreckt und im Laufe der jüngeren geologischen Perioden von dorther bis zu ihrem heutigen Überreste durch Abtrag kleinert habe.

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Die Form der Täler ist vielfach durch die Beschaffenheit der Gesteine bedingt. Die einen werden der erodierenden Tätigkeit einen größeren Widerstand entgegensetzen, die anderen einen geringeren;

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Fig. 71. Die Erclpyramiden vonSegonzano an einem Seitenbache des unteren Avisio.

(Vach einer Photographie von Unterweger in Trient.)

die Täler werden durch dieselben Wassermengen in dem ersteren Falle breiter und tiefer, in dem letzteren enger oder weniger tief ausgenagt werden. Gewisse Gesteine haben die Fähigkeit, mit steilen Wänden aufzuragen, man kann sie „standfest" nennen. Die Form des Durchschnittes durch ein Tal in solchen Gesteinen wird im allgemeinen die U-Form annehmen (Fig. 68 und 70). Andere Gesteine wieder haben die Neigung leicht zu zerfallen, die Hänge der Täler in solchen Gesteinen werden sanfter ansteigen und ihr Profil wird sich V-förmig gestalten. Im obersten Teile eines Tales, im „Berggebiete“ oder im Oberlaufe, bilden die vielen kleinen Quellzuflüsse in ihrer Gesamtheit häufig breitmuldige, oft steilwandige Sammelbecken („Sammeltrichter“), darunter folgen die durch die gesammelten Gewässer ausgewaschenen engeren Talwege. Im unteren Teile der Täler (Unterlauf), wo das

Wasser, infolge abnehmenden Gefälles, den von oben mitgeschleppten Gebirgsschutt abzulagern beginnt, wird der Talboden breit, der Talquerschnitt wird trogförmig (-Sammeltrichter zuweilen eine weite, von Steilwänden begrenzte „Zirkus “-Form.

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Zu den auffallendsten Erosionserscheinungen unserer Kalkalpen gehören die „Klammen“ (Fig. 73), wo das standfeste Gqstein in enge Schluchten mit oft selbst tiberhängenden Wänden ausgenagt und mit Hilfe der vom Wasser fortgewälzten Gesteinsbrocken und -blocke förmlich ausgescheuert wurde.

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Fig. 72. Die Wasserfälle des Niagara zwischen dem Erie-See (172 m) und dem Ontario-See (71 m). (Nach einer Photographie.)

Links der amerikanische Fall, rechts der (canadische) Hufeisenfall.

Das fließende Wasser hat das Bestreben, seine Bahn, den Talweg-, gleichmäßig- zu gestalten; wo es aber größerem Widerstande begegnet, wird sein Arbeitserfolg ein geringerer sein, es werden sich infolgedessen förmliche Abstufungen bilden: Stromschnellen („Katarakte“) und Wasserfälle (Fig. 72, 74).

Dort, wo wirbelndes Wasser Blöcke in die Wirbelbewegung einbezieht, können diese den Felsuntergrund scheuernd austiefen, sich förmlich, oft mehrere Meter, in denselben hineinversenken und so tiefe kesselartige oder zylindrische Aushöhlungen („Riesentöpfe“) erzeugen. So an Gefällsbrüchen wasserreicher Bäche, an Wasserfällen

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Fig. 73. Liechtenstein-Klamm im Großarltale bei St. Johann im Pongau.

(Nach einer Photographie.)

und an Gletscherbächen (Fig. 75). Auch die tiefen „Auskolkungen“ im Donaubette unterhalb des Eisernen Tores werden sich auf solche Art erklären lassen j ebenso werden die eigenartigen schlotförmigen Auswaschungen z. B. an der Salzach („Öfen der Salzach“) und in den „Klammen“ usw. auf derartige Mitwirkung bewegter Steinmassen zurückzuführen sein (Fig. 73). Aber auch an Uferstellen von Flüssen, wo das Wasser durch Hindernisse (Vorsprünge, Untiefen u. dgl.) zu Gegenströmungen oder Wirbeln veranlaßt wird, können ähnliche Ausscheuerungserscheinungen auftreten.

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Fig. 74. Die Niagarafälle.

Die Höhe des amerikanischen Falles beträgt 47 m, jene des Hnfeisenfalles 44 m. Die punktierten und schwachen Linien vor den Fällen deuten die Lage derselben in den Jahren 1764, 1842 und 1875 an und lassen das Maß des Zurückschreitens der Fälle erkennen.

(1764 nach Montresors Karte; J. N. Spencer 1907.)

Die Täler in den Gebirgsländern werden in Längs- und Queroder Durchbruchs- oder Durchgangstäler unterschieden. Die ersteren folgen im allgemeinen der Haupterstreckung des Gebirges (in den Alpen der Inn auf einigen Laufstrecken, desgleichen die Salzach und Enns im Oberlaufe, ferner die Drau, die Gail usw.), die letzteren verlaufen quer auf diese Haupterstreckung, sie durchbrechen die das Gebirge aufbauenden Gesteinsschichten. Beispiele hierfür wären der Unterlauf der Salzach und der Enns, so daß deren ganzer Talweg als ein „zusammengesetzter“ bezeichnet werden könnte (Längsund Quertalstrecken).

Die verschiedenen durch den tektonischen Bau der Gebirge bedingten Längstalformen, die Mulden- (Synklinal-), Sattel- (Antiklinal-), Scheide- (Isoklinal-) und Verwerfungstäler werden ihre Erklärung in

so späteren Ausführungen finden. Die beistehende schematische Querprofildarstellung (Fig. 76) möge eine vorläufige Versinnlichung geben.

Die Entstehungsgeschichte vieler Talziige, besonders jener mit Laufstrecken verschiedener Art, läßt sich nur auf Grundlage der ganzen geologischen Entwicklungsgeschichte und des Aufbaues der betreffenden Gebiete und unter Herbeiziehung oft recht verwickelter hypothetischer Annahmen geben¹). Im Schweizer Jura durchbricht die Birs z. B. sechs annähernd parallele Gebirgssättel in Durchgangstälern, während ihre Zuflüsse vielfach in Längstälern verlaufen. Die

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Fig. 75. Die Riesentöpfe im Gletschergarten bei Luzern.

(Nach einer Photographie.)

Durchgangstalstrecken sollen in diesem Falle mit Bruchlinien des Gebirges in einem gewissen Zusammenhänge stehen. Früher wurde in solchen Fällen ziemlich allgemein das Vorhandensein von Spalten angenommen (Spaltentheorie der Quertäler). Auch an Staubecken hat man gedacht, deren Abflüsse die Staurücken durchfurcht haben sollten (Seentheorie), oder an ein Anzapfen von Stauseen durch rückschreitende Erosion (Regressionstheorie). Als weitere Beispiele seien erwähnt der Lauf des Rheins quer durch das Juragebirge und durch das Schiefer-

*) Man vergleiche darüber die betreffenden Kapitel in F. v. Richthofens „Führer für Forschungsreisende“ (1886) und in Albr. Pencks „Morphologie der Erdoberfläche« II (1894), S. 58 ff.

gebirge zwischen Bingen und Bonn; die Laufstrecken der Donau durch die ungarische Pforte zwischen Hamburg und Preßburg und quer durch das serbisch-banatische Gebirge auf der Strecke zwischen Moldova und Orsova (Kasanengen und Eisernes Tor).

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Fig. 76. Die verschiedenen Formen der Längstäler. (Nach F. v. Hochstetter

und E. Kays er.)

Man hat gewisse Talwege, quer durch Gebirgsschwellen auch durch die Annahme zu erklären gesucht, der Flußlauf oberhalb der Schwelle sei früher in einem viel höheren Niveau gelegen (epi-genetische Erosionstäler F. v.Richthofens [1886]) oder aber die Schwelle habe sich während der Fortdauer der erodierenden Arbeit des Flusses allmählich emporgehoben, so daß diese das emportauchende Hindernis fort und fort zu bewältigen vermochte, etwa so wie die

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Fig. 77. Terrassenlandschaft am Connecticut-River in New-Hampshire in Nordamerika. (Nach J. Dana.)

Säge den sich ihr entgegendrängenden Sägeblock. Als eine epigenetische Talbildung wird der Durchbruch der Donau durch den südlichsten Teil der herzynischen Masse (Passau—Linz und Ardagger—Krems) bezeichnet, er sei in einem viel höheren Niveau entstanden, „als jungtertiäre Bildungen das ganze Alpenvorland bis zur Höhe des;

alten Gesteins bedeckten“. Am Nordrande dieser Bildungen habe der Strom, nachdem er sie durchfurcht, sich in das liegende Grundgebirge «innagen müssen. Die Ermittlung der Höhenlage jenes epigenetischen Tales würde etwa 300 m und mehr über dem heutigen Stromspiegel ergeben, wenn man die Höhen der durchfurchten Massen in Betracht zieht.

Je nach der Natur der Gesteine der Talhänge, ihres größeren oder geringeren Erosionswiderstandes bilden sich in den Talwegen Engen und Weitungen, die sich nicht selten als frühere Seebecken erkennen lassen, die durch Sinkstoffablagerungen ausgeebnet wurden, in welche die Gewässer dann ihre neuen Lauffurchen auswaschen konnten.

Zu den auffallendsten Erscheinungen in den Tälern gehören die Talterrassen („Talleisten“) an den Ufern und Hängen (Fig. 77), besonders an der Einmündung von Nebentälern in das Haupttal. Dieselben geben uns vielfache Aufschlüsse über die Vorgeschichte der Talwege. Sie werden, je nachdem diese in alten Flußablagerungen

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Fig. 78. Hochwasser- oder Inundations-terrasse.

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Fig. 79.

Fig. 80.

Fig. 78 und 80. Aufschiittungsterrassen in Flußtälern. (Nach F. v. Richthofen.)

oder in den festen Gesteinen der Hänge eingeschnitten (erodiert) sind, in Auf-schiittungs- und Felstcr-rassen unterschieden. Die einfachste Form der ersteren sind die Hochwasser- oder Inundationsterrassen(Fig.78), bis an deren Ränder die Hochwässer sich ausbreiten. Oft trifft man über diesen noch eine oder mehrere, oft viel höhere Terrassen übereinander, welche auf frühere viel gewaltigere Wassermengen hindeuten (zum Teil Diluvialterrassen, Fig. 79). Die oberste Stufe deutet an, wie hoch die Ausfüllungsmassen reichten, in welchen die ruckweise abnehmenden Wassermassen ihre Erosionsarbeit ausgeübt haben. Fig. 80 läßt erkennen, daß in diesem Falle das Tal zuerst von einer zusammenhängenden Schuttmasse erfüllt war, in dieser (a) wurde ein breites Tal bis zur Talsohle ausgewaschen und neuerlich zugefüllt, worauf sich ganz ähnliche Vorgänge wiederholten (b und c).

Ein gutes Beispiel für Felsterrassierung liefert das so wohl untersuchte Reußtal. (Man vergleiche Fig. 81 nach L. Rütimeyer und den Quer- und Längsschnitt nach A. Heim und A. Supan, Fig. 82 und 83.^1

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Fig. 82. Querschnitt durch das Tal der Reuß mit den Terrassen. (Nach Alb. Heim.)

a a im Urserental; b b bei Göschenen; cc bei Altdorf.

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Fig. 83. Längsschnitt des Reußtales mit den Terrassen. (Nach A. Supan.)

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In Fig. 83 erkennt man die Talabstufungen, mit Gefällsände-rungen (und Beckenbildungen), wie es in Alpentälern allenthalben ähnlich so zu beobachten ist. Mit diesen Talstufen stehen die Terrassen in naher Beziehung; sie bezeichnen alte Talböden, die verschiedenen Phasen des Talbildungsprozesses. Die wasserarmeren Nebentäler bleiben in der Erosionsarbeit den wasserreichen Haupttälern gegenüber häufig weit zurück; diese erscheinen, wie sich A. Penck ausdrückt, „übertieft“ (Übertiefung der Haupttäler) Diese Übertiefung soll nach demselben (1901) auf die Talstrecken beschränkt sein, in welchen alte Gletscher lagen, sie sei also als das „Werk energischer Glazialerosion“ zu bezeichnen. — Dieselbe Erscheinung der „Übertiefung“ hat übrigens W. Kilian (1902) für das Durancetal auf Wassererosionswirkung zurückgeführt, das Zurückbleiben der Seitentäler aber auf die in größerer Höhenlage länger bestehen bleibende, die Erosion hemmende Eisbedeckung (Konservierung der Hochtalböden). Die Ausmündung der Nebentäler in das Haupttal erfolgt daher oft sehr hoch über dessen Talsole. (Häufiges Auftreten von Wasserfällen.)

Fig. 84. Entstehung der Ackerkrume. (Nach F. v. Hochstetter.)

a Grundgebirge; b zertrümmertes und verwittertes Grundgebirge (Eluvium, anOrt und Stelle gebildeter Boden); c unter Mitwirkung der Vegetation aus den obersten Verwitterungs-produkten entstandene Krume.

Für Übertiefungen mit steilen Talhängen hat E. Richter die Bezeichnung „ T a 11 r ö g e “ angewendet. — Das Produkt des Zerstörungs- und Zertrümmerungsprozesses der Gesteine, welcher unter dem geschilderten Einflüsse der Atmosphäre, des Regens, des Frostes, der Sonnenbestrahlung, des bewegten Wassers, aber auch des Windes, der Pflanzen usw. stattfindet, ist der Gesteinsoder Gebirgsschutt und der Gesteinsgrus. Ersteren sehen wir an den Berghängen oft mächtige, hoch hinauf ziehende Schutthalden bilden, letzterer bedeckt mehr oder weniger die ganze Oberfläche der der Verwitterung und dem Zerfallen zu Grus ausgesetzten Gesteine. Der Böschungswinkel solcher Gebirgsschuttanhäufungen ist je nach der Natur des Materials verschieden groß, bei Kalken und Dolomiten, z. B. größer als bei Sandsteinen und Schiefern, er liegt zwischen 20 und 43° (A. Piwowar, 1903). Bei Schuttablagerungen unter Wasserbedeckung nimmt er von 30° oben nach der Tiefe zu ab.

Die oberflächlichen Verwitterungs- und Aufschüttungsprodukte werden unter Mitwirkung der pflanzlichen Zersetzungsstoffe zur Ackerkrume (Fig. 84), dem Humusboden, welcher je nach der

Natur der zersetzten Gesteine des Untergrundes, der örtlichen Lage und der klimatischen Verhältnisse eine große Verschiedenheit aufweist.

Welch große Rolle die Tätigkeit der Regenwürmer bei der Bildung der Humusböden spielt, hat Ch. Darwin (1882) dargetan.

Die Bodenarten können (nach E. Ra mann 1911) unterschieden werden in solche, welche ihre Entstehung dem Gesteinszerfall (physikalische Verwitterung) verdanken, und in solche, welche durch Zersetzung (chemische Verwitterung) des Gesteins sich gebildet haben. Bei beiden Formen wirken organische Prozesse verändernd mit. Typen der ersteren Art wären die Wüstenböden, die aus Gletscherschuttanhäufung entstandenen (und wohl auch die Gebirgsgehängeschuttböden), Typen der zweiten Gruppe die Salz-, Löß-, Schwarzerde- und Roterdeböden (die letzten fraglich, ob arid oder humid) in niederschlagsarmen (ariden), die Lehm- und Tonböden (Braunerden) in niederschlagsreichen (humiden) Gebieten, bei welchen Kohlensäure bei der Verwitterung vorherrschend einwirkt, und die kaolinhaltigen „Grauerden“, bei welchen Humussäureverwitterung eine Hauptrolle spielt.

Unfruchtbar sind reine Kalk- und Quarzsandböden. Die Bestandteile des Bodens von über 2 mm Durchmesser bilden das „Bodenskelett“, zum Unterschiede von der „Feinerde“.

6) Fortführung (Transportation) und Ablagerung (Sedimentation) von gelockertem Gesteinsmaterial.

Das aus der Verwitterung der Gebirge hervorgehende Material (Schutt und Grus) wird meist durch Regengüsse in die Gebirgsbäche und aus diesen in die Flüsse geführt; von diesen wird es fortgeschafft und an geeigneten Stellen wieder abgelagert, wodurch zu Neubildungen, zur Bildung der sogenannten klastischen Gesteine (Trümmergesteine), Veranlassung gegeben wird.

Bei der Fortschaffung findet eine natürliche Sichtung des Materials statt, das gröbere sondert sich vom feineren.

Das transportierte und wieder abgelagerte Material ist im allgemeinen je entfernter vom Ursprungsorte desto feiner, weil bei dem weiteren Transporte die größeren Massen durch gegenseitiges Abreiben (Geschiebe, Gerolle), mehr und mehr verkleinert werden, und weil große Blöcke und Geschiebe, bei der im allgemeinen flußabwärts mit dem stets geringer werdenden Gefälle abnehmenden Geschwindigkeit des Wassers, nicht so weit geführt werden können wie feiner Sand und Schlamm.

Die bewegende Kraft des fließenden Wassers nimmt zu mit der Masse desselben, sie wächst im Quadrate der Geschwindigkeit und nimmt ab bei zunehmender Breite des Flußbettes¹). Die verheerende Wirkung plötzlich anschwellender Gebirgsbäche mit großem Gefälle (Wildbäche) erklärt sich hieraus. Die Geschwindigkeit des fließenden

*) Nach Hopkins und Airy soll die bewegende Stoßkraft des fließenden Wassers bei zunehmender Geschwindigkeit mit der sechsten Potenz der Wasser-

Wassers in Flüssen ist im allgemeinen in der Mitte und in einer gewissen Tiefe unter der Oberfläche am größten, die Reibung an den Ufern und am Grunde des Flußbettes sowie der Luftwiderstand bedingen eine Verlangsamung, ebenso wirkt aber auch die innere Reibung der Wasserteilchen verzögernd. Die Linie der größten Geschwindigkeit des Wassers an der Oberfläche nennt man den Stromstrich; derselbe rückt bei Krümmungen des Flußlaufes aus der Mitte gegen das konkave Ufer, wo auch die zerstörende Wirkung am größten wird („Bruchufer“), während an den konvexen Uferstrecken (den „Flachufern“) die Ablagerung der mitgeschleppten Massen begünstigt wird (Fig. 85).

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Fig. 85. Bruchufer bei m und n\ Flachufer mit Anlandungen bei a, b, c. (Nach J. R. Lorenz v. Liburnau.)

Die Wassermassen der fließenden Gewässer, durch die „Wasserstände“ ausdriickbar (Pegelablesungen), sind sehr wandelbar und es schwanken die „Hochwasser- und Niederwasserstände“ während des Jahres zwischen recht beträchtlichen Grenzen. Indische Flüsse (Ganges und Brahmaputra) erfahren während der Regenzeit Hochwasserstandshöhen bis zu 30 m über dem Niederwasserstande. Die größte Wassermenge des Rheins an der niederländischen Grenze erreicht das 6 6 fache der geringsten, ja für die Loire bei Briare wird dieses Verhältnis mit 312 :1 angegeben. (Offenbar eine Folge der zunehmenden Entwaldung.)

Die Wasserstandsschwankungen der Donau bei Wien sind ungemein groß: vom Niederwasser mit — 2 m und 600 m³ Durch

geschwindigkeit wachsen, bei verdoppelter Geschwindigkeit aber vierundsechzig-mal schwerere Flußgeschiebe fortzuführen imstande sein.

Die Beziehungen zwischen Geschwindigkeit, Gefälle und Querprofil wurden annähernd durch die Formel zum Ausdrucke gebracht:

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wobei J das Gefälle, R die hydraulische Tiefe, d. h. das Verhältnis der Fläche des Querprofils zum benetzten Umfang, c eine veränderliche Größe vorstellt, welche, je nach der Natur der Wasserläufe, zwischen 11'3 (fiir kleinere Gebirgs-flüsse) und 71 bei großen Strömen, gelegen ist.

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Fig. 86. Riesenblöcke bis zu 200 m³ und 500 Tonnen Gewicht.

Abgelagert bei der Wildbachkatastrophe (12. Juli 1892) von St. Gervais, westlich vom Mont Blanc.

(Nach einer Photographie.)

flußmenge (in der Sekunde) und Mittelwasser mit -f- 025 m und 2000 m³ Durchflußmenge, bis zu -f-6 08 m und 11.970 m³ Durchflußmenge (4. Februar 1862, gemessen am „Kuchelauer Pegel“ bei Wien).

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Fig. 87. Vermurung des Talbodens von Fayet bei St. Gervais.

(Nach einer Photographie.)

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Fig. 88. Vermurung des Talbodens durch den Weißenbach zwischen Tarvis und Weißenfels in Krain. — Im Hintergründe die „Fünf Spitzen“ bei Eaibl.

(Nach einer photographischen Aufnahme von Fr. T oui a.)

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Am 6. September 1890 wurden daselbst -f-5'12 m (9421 m³ Durchflußmenge), am 11. Juni 1892 +5-24 in (9712 m³ Durchflußmenge) beobachtet.

Die Hochwässer der Gebirgsbäche mit starkem Gefälle sind unter Umständen imstande, Riesenblöcke bis zu 200 m³ (Fig. 86, S. 97) zu befördern. Die Schuttmasse (Mure), welche sich bei der verheerenden Katastrophe von St. Gervais, westlich vom Mont Blanc, in der Talebene von Fa)^et ablagerte (Fig. 87) und dieselbe „vermurte“,

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Fig. 89. Die Verheerungen durch den Wielenbach (am rechten Ufer der Rienz) oberhalb Bruneck in Tirol, September 1882.

(Nach einer Photographie.)

wurde auf etwa 600.000 m³ geschätzt. Die Menge der bei der Hoch-w'asserkatastrophe am 17. September 1882 bei Bruneck im Pustertale in Schlammform vorbeigeschleppten Massen wurde allein auf fast 2 Millionen Tonnen, das sind 700.000 m³, geschätzt. (Man vergleiche auch die Vermurung eines Talbodens Fig. 88.) Die Fig. 89 zeigt die Verheerung des Wielenbaches bei Bruneck (Tirol) durch Abtrag der Talhänge und Zerstörung des Talbodens.

A. Heim hat berechnet, daß die Reuß im Laufe eines Jahres etwa 200.000 mz Gebirgsschutt, Geschiebe und Schlamm (letzterer etwa i des Gesamtbetrages) im Vierwaldstädter See absetzt, und zwar

vornehmlich in dem sich stetig in den See vorschiehenden Schuttkegel, dem „Delta“ der Reuß; er hat daraus berechnet, daß sich das Flußgebiet der Reuß (den Abtrag als gleichmäßig angenommen) in 4100 Jahren um 1 m erniedrigen müsse. Ähnliche Rechnungen wurden ausgeführt an verschiedenen europäischen Strömen: für den Po (1 m Abtrag in 2400), die Rhone (in 3500), die Donau (in 28.000), den Rhein (in 30.000 Jahren). Die Folgen dieses Abtrages und der Ablagerung der fortgeschafften Massen sind überaus mannigfaltige. Eine derselben äußert

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Fig. 90. Deltabildungen am Po und an seinen Nachbarflüssen. (Nach Th. Fischer.)

Die schraffierten Strecken bezeichnen die Gebiete des neuen Landgewinnes.

das Delta des Po (Fig. 90) im Laufe eines Jahres um etwa 60 m gegen das Meer hinaus. — Aus diesen Angaben erhellt schon die Bedeutung der Tätigkeit des fließenden Wassers für die Umformung und Gestaltung der Festländer.

Die Geschwindigkeit der fließenden Gewässer ist sehr verschieden. Während das Grundwasser zwischen den Steinen seines Bettes nur um Millimeter und um Bruchteile von Millimetern fortschreitet, beträgt die Geschwindigkeit bei kleineren ruhig fließenden Gewässern nur wenige Dezimeter, in größeren Gerinnen schiffbarer Flüsse mit mäßigem Gefälle 1*5 bis etwa 3 m, in Wild-- Man hat durch Versuche

bächen aber 5—6 m in der Sekunde, die Größe der bei verschiedenen Geschwindigkeiten des fließenden Wassers fortbewegten Gesteinsteile festgestellt. Während bei 15 cm Geschwindigkeit nur feiner Schlamm mitgeführt wird, werden feiner Sand bei 20 cm, grober Sand bei 30 cm, eigroße Gerolle bei 1*2 m, größere Steine aber bei 1*5 m Geschwindigkeit in der Sekunde noch nach abwärts bewegt.

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Fig. 91. Der Bergsturz am Arlberge am 9. Juli 1892.

(Nadi einer photographischen Aufnahme von Prof. V. Pollack.)

Was die Gefällsverhältnisse anbelangt, so seien beispielsweise nur einige Angaben aus dem Stromgebiete der Donau angeführt. Das Otztal (Quertal) hat (mit großen Verschiedenheiten im allgemeinen) ein Gefälle von 1 : 60 m, d. h. auf 60 m Länge entfällt ein Höhenunterschied von 1 m. Im Pustertale ist das Gefälle 1:212, im Hauptstrome von Wien bis Preßburg 1:2780, von Preßburg bis Waitzen 1:5727, von Waitzen bis Belgrad 1:15030, in den Kasanengen im

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Fig. 92. Der Bergsturz am Arlberge am 9. Juli 1892. Abbruchstelle.

(Nach einer photographischen Aufnahme von Fr. Toula.)

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allgemeinen 1:8333. Es wechseln auf der zuletzt genannten Strecke Engen bis auf 150 m mit beckenähnlichen Talweitungen bis zu 4500 m ab. Die Wassertiefe steigt in den Engen auf 150 m, sinkt aber über den Untiefen und Riffen auf 0'63 m. Unterhalb diesen letzteren folgen kesselförncige Auskolkungen mit über 50 m Tiefe. Das Gefälle im Unterlaufe der Donau sinkt auf 1:23800. hat von Szegedin abwärts ein Gefälle von nur 1:564001 Hochwässer der Donau strömen zeitweilig die Theiß aufwärts bis in die Gegend von Szegedin. —

Das Gesteinsmaterial in den Flußbetten entstammt den Gebirgen. Der Gebirgsschutt, ja unter Umständen ganze Bergbänge, werden durch das Zusammenwirken der Schwere und des die Beweglichkeit fördernden Wassers in die Talwege hinabgeführt: Schuttrutschungen und „Bergschlipfe“ oder „Bergstürze“.

Eine Vorstellung von der Großartigkeit der Bergstürze werden die Fig. 91 und 92 geben, welche den Bergsturz zur Anschauung bringen, der sich auf der Westseite des Arlberges am 9. Juli 1892 ereignete. Sie lassen uns im Hintergründe die Abbruchstelle, die Sturzbahn, sowie auch das Ablagerungsgebiet der abgebrochenen und bei dem Absturze zertrümmerten Felsmassen ganz gut überblicken. Die Fig. 93 zeigt dagegen eine kleine Erdabrutschung bei Tarvis in Kärnten.

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Fig. 93. Gehängescliuttrutschung an der Straße zum Bahnhöfe von Tarvis. (Nach einer Originalphotographie von Fr. Toula.)

Derartige kleine Schuttrutschungen ereignen sich an steilen Hängen bei länger andauerndem Kegen oder bei „Wolkenbrüchen“ überaus häufig.

Eine großartige Erdbewegung versinnlicht die Fig. 94: Bei Odessa versanken weite Strecken des Plateaurandes infolge der Durchtränkung tiefer gelegener Schichten mit Wasser.

In jedem Flußlaufe werden nach den früheren Auseinandersetzungen die großen Blöcke und das grobe Geschiebe zuerst, dann die kleineren Flußgeschiebe, der sogenannte Kies und Schotter, später Sand und zuletzt Schlamm (z. B. der „Silt“ der unteren Donau) abgelagert. Die alluvialen Schlammabsätze, wie sie in Überschwemmungsgebieten oder gelegentlich auch an seichten Flußverbreiterungen erfolgen, bezeichnet man als Schlick (Flußschlick).

Ablagerungen müssen überall dort stattfinden, wo durch örtliche Verhältnisse die Geschwindigkeit des Wassers vermindert wird, so an der konvexen Uferseite an Flußkrümmungen, an der Einmündung reißender Gebirgsbäche in einen langsamer fließenden Fluß, beim Austritt der Gewässer aus dem Gebirge in die Ebene, sowie bei der Mündung der Flüsse in Seen und ins Meer. Die von Flüssen durchströmten Seen wirken wie Klärbecken. Der mit Schutt und Schlamm beladene, trüb eintretende Fluß verläßt den See als klares, durchsichtiges Gewässer.

Auf diese Weise entstehen und entstanden die Kies- und Sandbänke, die „Haufen“ der Donauschiffer, und ebenso die Inseln in

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Fig. 94. Uferabsttirze bei Odessa (5. November 1897).

(Nach einer Phototypie von J. F. Sinzow.)

größeren Strömen, die mächtigen Schotterkegel oder fächerförmig sich ausbreitenden Schutt- und Steinfelder (z. B. das Steinfeld bei Wiener-Neustadt), die Gebirgsschuttablagerungen am Fuße der Gebirge, die ausgedehnten erdigen und sandigen Alluvialebenen im Tieflande und die sumpfigen und schlammigen Deltabildungen an den Mündungen der Flüsse in Seen und Meere.

Der Wechsel von Hoch- und Niederwasserständen bedingt, besonders auf Laufstrecken der Flüsse mit geringem Gefälle, große, nach jedem Wechsel sich immer wieder ereignende Veränderungen, „Verwilderungen“, besonders dann, wenn solche Flüsse bei Hochwasserständen geschiebeführend sind. Lehrreiche Beispiele bieten der

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Fig. 95. Die Regulierung des verwilderten Rheinlaufes zwischen Speyer und Mannheim, mit den alten Uferbriichen, den Serpentinen des früheren Laufes (Altwässer), die nun zum Teil noch in halbmondförmigen Seen erhalten sind. (Nach Max Honsel.)

Rhein zwischen Basel und Mainz (Fig. 95) oder die Donau auf ihrem Laufe durch das Wiener Becken und durch die ungarischen Ebenen (Fig. 96). Bei Verminderung des Hochwasserstandes ändert sich sofort der Stromstrich, die Weiterbewegung der Sande und Geschiebe hört auf. Dieselben lagern sich am Grunde des Strombettes ah und das Niederwasser bewegt sich zwischen den Sinkstoffanhäufungen (Sandbänken, „Haufen“) in wechselvollen Windungen (Serpentinen).

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Fig. 96. Verwilderte Laufstrecke der Donau zwischen Preßburg und Grönyü in Ungarn mit Angaben früherer Laufrichtungen. (Nach I. R. Lorenz v. Liburnau.)

Ein Beispiel bietet das regulierte Strombett der Donau bei Wien (Fig. 97). Eine Folge dieser Vorgänge ist auch die eigenartigunregelmäßige Schichtung der Flußschotterablagerungen (Fig. 98).

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Fig. 97. Das Wandern der Kiesbänke in der regulierten Donau bei Wien und die dadurch bedingte Veränderung des Strombettes. (Nach I. R.Lorenz v. Liburnau.)

Die nächste Wasseranschwellung kann dann die Sandbänke immer wieder angreifen und je nach der Wasserstandserhöhung in größerem oder geringerem Maße nach abwärts befördern und dadurch ganz veränderte Verhältnisse im Gerinne schaffen. Als Beispiel möge die Querprofilveränderung des Donaubettes in Wien unterhalb der Reichsbrücke dienen. Einengung schotterführender Flüsse durch Dämme hat infolge der Schotterabsätze auf engerem Raume Erhöhung der Flußsohle im Gefolge. Das Verhalten des Po, der in seinem Unterlaufe auf einem förmlichen breiten Damme fließt, ist ein treffliches Beispiel.

Bei Tieflandströmen kann es bei außergewöhnlichen Hochwässern zu förmlichen Verlegungen des alten und zur Bildung eines vollkommen neuen Strombettes führen, also zu vollständigen Flußablenkungen oder Flußverschiebungen, z. B. die alten Flußläufe des Hoangho. Dieser Strom hat in den Jahren 1875 und 1886 seine Unterlaufs-

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Fig. 98. Schichtung der Sand- und Schotterablagerungen der Flüsse. (Nach F. v. Hochstetter.)

strecke neuerlich in weitgehendem Maße auf hunderte von Kilometer vollkommen geändert.

Noch viel weitergehende Veränderungen in den Flußläufen gewisser Ströme und Stromsysteme haben sich im Verlaufe der der Gegenwart vorausgehenden Zeitperiode vollzogen, zur Zeit der gewaltigen Gebirgsschuttanhäufungen während und besonders am Schlüsse der Eiszeiten. So gehörten der Oberrhein und auch der Genfersee einst zum Stromgebiete der Donau. Die Weichsel floß in der Zeit der großen Eisschmelzwässer durch das heutige Tal der Netze und durch Teile des Odertales zur unteren Elbe, während die Oder selbst durch das Spree- und Havelgebiet zur unteren Elbe abfloß. (Vergleiche unten: „Urstromtäler Norddeutschlands“.)

Eine eigenartige Neigung zur Laufveränderung zeigen besonders die von Süd gegen Nord fließenden Ströme Nordasiens und Nordeuropas. Dieselben drängen vorwiegend gegen ihr rechtes östliches Ufer an. Für die Flüsse der nördlichen Hemisphäre ist überhaupt die Tendenz ganz allgemein gegen das rechte Ufer gerichtet, während die Ströme der südlichen Hemisphäre gegen links andrängen. Auch die Donau drängt vorwiegend nach ihrem rechten Ufer (Steil- und Bruchufer). Die untere Laufstrecke der Donau von den Kasan-Engpässen nach abwärts zeigt weite Flachufer in Rumänien, gegenüber dem bulgarischen Steilufer, wobei auf die vielen wasserreichen Zuflüsse aus den Transsylvanischen Alpen und die weniger wasserreichen bulgarischen Gewässer hingewiesen werden muß. Für den Rhein auf seiner südnördlichen Laufstrecke hat man das Maß dieser Wirkung mit bis -^-der das Wasser nach abwärts treibenden Kraft berechnet. (K.E. v. Baer erklärte diese Erscheinung hypothetisch als eine Folge der Rotation der Erde.)

Auch die vorherrschende Windrichtung und Sandwehen können Veranlassung zur Änderung der Laufstrecken geben, z. B. bei den Unterlaufsveränderungen am Amu Darja, der vielleicht infolge heftiger Nordwest- und Westwinde nach rechts (Ost) gedrängt wird.

Die Schuttkegel, welche von Nebenflüssen mit größerem Gefälle in den Talwegen der Hauptflüsse zur Ablagerung gebracht werden, bedingen entweder Laufveränderungen der letzteren („Mäanderbildungen“) oder sie nötigen den Nebenfluß zu einer völligen Änderung des Laufes. Auf diese Weise bildete sich z. B. der selbständige Unterlauf der Etsch heraus, welche in einer früheren Zeit in den Po mündete. Auch die Vorschiebung des Deltas kann derartige Änderungen hervorrufen. So wurde durch Vorschiebung des Donaudeltas auf der untersten Laufstrecke der früher selbständige Pruth zu einem Nebenflüsse der Donau. Ähnlich so verhält es sich mit dem Euphrat und Tigris, dem Kur und Aras und anderen Flüssen.

Die wiederholt erwähnten Deltas gehören zu den auffallendsten Folgewirkungen der Ablagerungen von Sinkstoffen. (R. Credner: Die Deltas. Petermanns Geogr. Mitt, Erg.-Heft 56, 1878.) Sie bilden sich sowohl in Binnenseen (Binnendeltas, z. B. das schon erwähnte

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Fig. 99. Terrassen im Gebiete des ehemaligen (diluvialen) Bonneville-Sees in Utah. (Nach G. K. Gilbert.)

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Delta der Reuß oder das Delta der Rhone im Genfersee) als auch Meeresküsten (ozeanische Deltas), wie jene des Nil, des Po, des ( Ebro, der Donau, des Rhein, des Mississippi, des Ganges-Brahmaputra usw. Überall sind es ebene, nur wenig über die Meeresoberfläche :: aufragende und unterseeisch sich fortsetzende, von vielen Flußarmen durchschnittene und vielfach versumpfte Flachländer, die vorwaltend aus feinem Sand und Schlamm in oft recht beträchtlicher Mächtigkeit aufgebaut sind. Das 36.000 km² große Mississippidelta hat eine Mächtigkeit bis über 200 m, die des Rhonedeltas beträgt über 250 m. j An Küsten mit Meeresströmungen werden die Sinkstoffe oft auf weite Strecken hin ausgebreitet, Sandbänke und Sandwälle bildend, j z. B. der Lido vor den Lagunen von Venedig (Fig. 90, S. 100), sowie die dem Lido vorgelagerten Sandbänke.

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Man bezeichnet die Ablagerungen der Flüsse als fluviatile Bildungen oder Flußalluvionen, die Ablagerungen in Seen als lakustrine (limnische) Bildungen und die Ablagerungen an den Flußmündungen, wo sich Süß- und Salzwasser zu Brackwasser (s. S. 19) vermengen, als fluviomarine oder brackische Bildungen.

Ansammlungen von Wasser auf den Festländern. Seen. Ansammlungen von Süßwasser finden sich in natürlichen Hohlräumen des Festlandes („Eintiefungsseen“) oder in Talwegen, welche durch Aufschüttung von Sinkstoffen abgedämmt wurden („Aufschüt-tungs- oder Abdämmungsseen“).

Die Eintiefung (oder Austiefung) ist entweder eine Folge des tektonischen Baues oder tektonischer Veränderungen, durch örtliche Senkung, durch Einstürze unterwaschener Gebiete (tektonische Seen) oder des oberflächlichen Abtrages, sei es nun Auswaschung (Evor-sion, wenn wirbelndes Wasser die Veranlassung wurde, zum Unterschiede von gewöhnlicher Erosion), oder Auflösung, Ausscheuerung, etwa durch Eiswirkung, wie es für die Karseen, z. B. den Fischsee und das Meerauge in der Tatra angenommen wurde, Bildungen ähnlich den Schneegruben im Riesengebirge, oder Ausblasung, was für manche Salzseen der Mongolei gelten mag.

Die Aufschüttungs- oder Abdämmungsseen hat man in Damm-und Wall- (oder Umwallungs-) Seen unterschieden. Bei ersteren kann die Dammbildung auf sehr verschiedene Weise entstehen: Bergsturzmaterial oder Schuttmassen (Deltabildungen) aus Seitentälern können solche Abdämmungen hervorrufen, desgleichen vorstoßende Gletscher vorübergehende Aufstauungen veranlassen (Eisseen).

In sehr vielen Fällen hat>en Moränenablagerungen (Endmoränen) Veranlassung zur Seenbildung gegeben („Moränenseen“). Besonders die gewaltigen Endmoränen der diluvialen Gletscher veranlaßten in

vielen Fällen Abdämmung (Züricher See, Achensee, Starnberger Seer der 130—281 m unter den Meeresspiegel reichende Gardasee, der durch die Endmoränen des Gardaseegletschers aufgestaut wurde [„Moränenamphitheater“], und viele andere). Ein Glazialschuttwallsee ist beispielsweise der Bodensee¹); aber auch die anderen Seen der süddeutschen Hochebene (Chiemsee) sind allseitig von diluvialem Moränenschutt umgeben. H. Peschel erklärte manche dieser Becken durch eine verhinderte Ablagerung des Moränenschuttes, indeTm ein Gletscherüberrest den betreffenden Raum erfüllt und vor Zuschüttung bewahrt habe. Die meisten Seen der norddeutschen Tiefebene liegen in Grundmoränenlandschaften (im Geschiebemergelgebiete).

Auch die Kraterseen sind Wall- oder Umwallungsseen. Die Maare, kleine Seen in Explosionskratern, gehören gleichfalls in diese Gruppe. Die gleiche Entstehung ist für die Seen von Albano und Nemi im Albaner Gebirge bei Rom anzunehmen.

L. Rütimeyer hat die Seen ihrer Dauer nach in beständige ~ und vergängliche (ephemere) unterschieden. Vergängliche Seen sind beispielsweise manche der kleinen Alpenseen, in welche geschiebereiche Zuflüsse große Schuttmassen ablagern. Waldmißwirtschaft erhöht die Schuttführung der Alpenbäeiie in hohem Grade und beschleunigt derartige Zuschiittungsvorgänge.

Außer durch Zuschüttung können Seen auch durch tieferes Einschneiden der Abflüsse oder durch klimatische Veränderungen zum Schwinden, Versumpfen oder zum vollständigen „Erlöschen“ gebracht werden.

Durch Abdämmung entstanden weiters die Strandseen, entweder durch Aufstau süßer Gewässer (die durch Beimischung von Meerwasser brackisch werden) durch Dünen, Strand- oder Uferwälle, durch „Nehrungen“ (z. B. die Haflbildung) oder durch Abtrennung von Meeresteilen in Buchten, durch ungleichmäßige Deltabildung. —; Manche Seen (wie der über 1600 m tiefe [!] Baikalsee enthalten eine teilweise marine (Relikten-) Fauna. Man hat angenommen, daß sie früher als Buchten mit dem Meere in Verbindung standen („Reliktense en“).

In abflußlosen Seen reichert sich der durch die Flüsse zugeführte Salzgehalt allmählich an; sie werden zu Salzseen. Der große Salzsee in Utah enthält etwa 20, der Eltonsee in Südrußland gegen 29% Salze. Chlornatrium, Chlormagnesium, schwefelsaure Magnesia und schwefelsaures Natron spielen bei den Salzseen die Hauptrolle.

ß Boden- und Züricher See, sowie die norditalienischen Seen sind in ihrer Anlage tektonische Seen. Nach A. Heim seien alte Talwege durch Senkungsvorgänge zu „Trögen“ geworden und teils mit Schutt ausgefüllt, teils in Seebecken umgewandelt worden.

Terrassen an den Ufern nordamerikanischer Seen lassen erkennen, daß sie früher viel höhere Wasserstände besaßen. Am Huronsee war der Wasserspiegel einst 170, am Oberen See über 100, am Eriesee Uber 70, am Ontariosee aber bei 60 m höher als heute.

Eines der sprechendsten Beispiele liefern die Terrassen (Fig. 99) des während der Diluvialperiode bestandenen Bonnevillesees in Utah, dessen Überrest der Große Salzsee bildet. Ich wähle von den Terrassen, welche G. K. Gilbert in seiner großen, diesem See gewidmeten Monographie (Washington 1890) zur Abbildung gebracht, jene, welche das Nordende der Oquirrh Kette, im Süd westen von Salt Lake City gelegen, darstellt. Die höchste Uferterrasse liegt mehr als 300 m über dem Spiegel des heutigen Großen Salzsees. Der Seespiegel des alten Sees, mehr als neunmal so groß (51.000 km²) als der heutige Große Salzsee (5600 km²), war großen Schwankungen unterworfen. Zur Zeit des höchsten Wasserstandes besaß er, jetzt abflußlos, einen Abfluß gegen den Großen Ozean. — Auch Alpenseen tektonischen Ursprunges lassen solche Terrassen verfolgen, so der Züricher See bei Horgen, aus deren geknicktem Verlauf man auf die tektonischen Veränderungen (Senkungen) schließen konnte.

Die mechanischen Wirkungen des Meeres gehen aus der Bewegung des Wassers („Wellenschlag“) hervor, welche 1. in geringerem Maße durch die Meeresströmungen, 2. durch die Gezeiten (Ebbe und Flut), 3. durch Wind und Sturm (Sturmfluten) und 4. durch Erdbeben (Erdbebenfluten) verursacht wird. Sie äußern sich ähnlich so wie jene der Flüsse in Auswaschung, Fortschaffung und Ablagerung.

Die Geschwindigkeit der Meeresströmungen beträgt nur 03—0⁻6 m in der Sekunde. Die Fluthöhe, der Unterschied zwischen dem Ebbe- und Flutwasserstand, ist örtlich, an gewissen Küsten, eine sehr beträchtliche. Während sie an ozeanischen Inseln kaum 1 m erreicht, steigert sie sich besonders in günstig gelegenen Buchten auf 11, 15 (im Bristolkanal), ja in der Fundybay bis auf mehr als 21m Fast unmerklich wird die Fluthöhe in Binnenmeeren: in der Adria beträgt sie im allgemeinen kaum 0'2, bei Triest und Venedig bis 0‘7 m.

Die Höhe der durch den Wind erregten Wellen erreicht 5—7 m hei Wellenlängen bis 240 m Scoresby gibt sogar Wellenhöhen von 13 m und Wellenlängen bis 1000 m an. Die Geschwindigkeit soll sich dabei auf 15 m in der Sekunde steigern. Brandungswellen an Steilküsten (Cornwall) sollen bis auf 100, ja bei Wasberg in Norwegen bis auf 130 m Höhe ansteigen. Die Wirkung der Wellen soll auf der Neufundlandbank Sand und Schlamm noch aus 60 m Tiefe emportreiben.

Die zerstörende Wirkung des Meeres ist am größten an der Wetterseite der Inseln und Kontinente, an Küsten mit starker Brandung. Solche Küsten sind in den meisten Fällen Steilküsten (Fig. 100), während an Flachküsten hauptsächlich die Sturmfluten zerstörende Einbrüche bedingen. Als Beispiel sei auf den niederländischen und deutschen Nordseestrand („Wattenmeer“) hingewiesen (Entstehung der Zuidersee im Jahre 1287, des Jadebusens nach dem Jahre 1219 und des Dollart im Jahre 1277 und 1287). Auch die Gezeitenströmungen wirken an solchen Flachküsten erodierend (Aus-

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Fig. 109. Meereserosion an einer Steilküste: Yesnabie Castle auf den Orkneyinseln. Ein natürlicher Wellenbrecher. (Mittel-Devonschichten.)

(Nach einer Photographie.)

Waschung von Kanälen und Rinnen beim Rückströme). Man gedenke der Zerstörungen an den flachen nordfriesischen Inseln, aber auch an den Steilufern des Samlandes und von Helgoland. An den Kreidefelsen des Ärmelkanals soll das Meer sowohl in Frankreich als auch in England jährlich bis um 30 cm landeinwärts vorrücken.

Das Maß der Zerstörung hängt viel von der Natur des Gesteins und von der Schichtenstellung ab. Die Gewalt der Brandungswellen wird aus der Größe der durch sie in Bewegung gesetzten Massen ersichtlich. Der Wasserdruck mächtiger Sturmwellen wurde mit bis 35 t auf das Quadratmeter angegeben. Blöcke bis zu einem Gewichte von mehreren Tonnen werden zuweilen selbst uferaufwärts verschoben. Ja am Wellenbrecher von Wiek in Schottland wurden (1872) Beton-

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blocke von mehr als 800 t Gewicht abgerissen und 15 m weit fortbewegt. Die härtesten Felsmassen werden durch die Brandungswellen unterwaschen, größere und kleinere Stticka fallen ab, werden zu Gerollen abgeschliffen und zu Sand und Schlamm zerrieben. Sie sind noch in 200 m Tiefe imstande, Sandteilchen in Bewegung zu setzen.

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Fig. 101. Bildung einer Strandterrasse durch die Wirkung der Brandungswellen an einer Steilküste. (Nach F. v. Richthofen.)

tt tiefster (Ebbe-), hh höchster (Flut-) Stand des Meeres.

Den Steilküsten sind, wenig tief unter dem Brandungsnivean zur Zeit der Flut, Terrassen vorgelagert (Fig. 101 und 102). Unter Umständen, und zwar besonders dann, wenn gleichzeitig mit der abschleifenden (abradierenden) Tätigkeit der Brandungswellen eine allmähliche Senkung des Festlandes vor sich geht, können solche Vorgänge weite Ausdehnung erlangen. Man hat auf diese Weise entstandene Ebenen als Abrasionsflächen bezeichnet (Fig. 103).

Alle Festländer sind von einer bis zu etwa 200 m Tiefe reichenden Seichtwasserzone („Schelf“) umgeben, welche, an Steilküsten schmäler,

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Fig. 102. Schematische Darstellung der Entstehung einer marinen Abrasionsfläche infolge der fortdauernden Senkung des Landes. (Nach F. v. Richthofen.)

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an Flachküsten oft große Ausdehnung erreicht. Außerhalb der „200-Meter-Linie“ beginnt die in große Tiefen abfallende Steilböschung der Festlandsmassen. (Eigentliche „Kontinentalböschung“. Man vergleiche die Erdkarte.)

Meeresablagerungen. Was das Meer vom Lande wegnimmt, weiter das reichliche Schutt-, Sand- und Schlammaterial („Sinkstoffe“), welches die Flüsse in das Meer tragen, muß es wieder absetzen.

Durch Meeresströmungen können schwimmende Körper, wie Bimsstein, Baumstämme („Treibholz“) u. dgl., weithin verfrachtet und an entfernten Küsten abgelagert werden; sie sind jedoch nicht imstande, auch nur das feinste Gesteinsmaterial schwebend zu erhalten und auf größere Entfernungen über offene Meere zu transportieren. Anders verhält es sich mit den Küstenströmungen, welche mit der Wellenbewegung in Verbindung stehen. (Man vergleiche die Sandbänke von Venedig, Fig. 90, S. 100). Durch Eisberge können unter Umständen größere Massen von Gesteinsmaterial weitergeführt und beim Abschmelzen derselben abgelagert werden.

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Fig. 103. Alte Abrasionsfläche des Rheinischen Schiefergebirges.

Das Städtchen St. Goar am linken Rheinufer. Oberhalb, der Vorsprung am rechten Ufer, ist der Lurleifels. Im Hintergründe die Berge von Bingen.

(Nach einer Photographie von E. Holzapfel.)

Marine Sedimente klastischer Natur bilden sich hauptsächlich in der Nähe der Küste. Dabei findet im Wellenschläge der Brandung eine natürliche Sichtung des Materials, in der Richtung vom Ufer nach der Tiefsee, in ähnlicher Weise statt, wie im strömenden Laufe der Flüsse, in der Richtung vom Ursprung nach der Mündung. Das grobe Gerolle bleibt zunächst am Ufer liegen als Strand- oder Uferbildung. Sehr kräftige Brandungswellen lagern an Flachlandsküsten den Schutt, auch weit über den Bereich des gewöhnlichen Wellenganges, in der Form von Strand wällen ab, wodurch unter Umständen vor Flußmündungen und Buchten eigenartige Landstreifen („Nehrungen“, „Lidi“) gebildet werden (Fig. 90, S. 100), hinter welchen dann Lagunen, Limane oder Haffe entstehen können. Die friesländischen Inseln werden als Stücke eines ehemaligen Strandwalles gedeutet. (Litorale Bildungen.)

Sand und Schlamm werden durch die rücklaufenden Brandungswellen und durch die Uferströmungen von dem groben Gerolle abgeschlämmt und weiter ins Meer geführt, wo sie sich entfernter vom Ufer meist im Seichtwasser ablagern, als Seicht- oder Flachmeerbildungen. In dem Meeresraume zwischen der Brandungszone und der 200 Meter-Linie („Schelfgürtel“ zwischen 20—200 m Tiefe, die Zone der feineren Küstensande) gehen hauptsächlich die Sedimentbildungen aus terrestrischen Abtragsstoffen vor sich. (Terrigene Bildungen.) Die in Meerestiefen von 200—4000 m zur Ablagerung kommenden Sinkstoffe sind als terrigene Schlick- und Sandablagerungen zu bezeichnen. (Sub- oder hemipelagische Bildungen: Blauschlamm, Grünschlamm, Grünsand, Kalksand und schlick.) Sie sind reich an organischen Resten von Foraminiferen, Radiolarien, Diatomeen usw.

Die Tiefmeerbildungen (pelagische Bildungen) sind vorwaltend organischer, und zwar zoo- oder photogener Natur. Es nehmen

Fig. 104. Kalkkörperchen (Kalkalgen) des Tiefseekalkschlammes. a Cyatholithen (Napfsteinchen), b Diskolithen (Scheibensteinchen) und c Kokko-lithen, die auch als Kokkosphären, Kürnerkugeln, d auftreten.    nat. Größe )

an dieser Bildung aber auch teil: vor allem die feinsten durch die Brandungswellen abgeschlämmten Teile der Festländer, aus der Atmosphäre niederfallender Staub sowie Auswurfsmassen von (auch unterseeischen) Vulkanen.

Gewisse Vorkommnisse im Tiefseeschlamme (z. B. Eisenteilchen mit Magneteisenkrusten) hat man als meteorischen (kosmischen) Ursprunges erklärt. Die pelagischen Schlammablagerungen kann man in den bis zu 4000 m Tiefe hinauf reichenden kreideartigen, organischen und in den roten (eisen- und manganfrihrenden) Tiefseeschlamm, Tiefseeton, unterscheiden. Den ersteren bilden vorwiegend Foraminiferen und ihr Zerreibsel („Globigerinenschlamm“) sowie die winzigen, scheibchenförmigen Kokkolithen und Diskolithen ( Fig. 104), die auf einzellige kalkabsondcrnde pflanzliche Organismen (Algen) bezogen werden. Auch Pteropoden- und Diatomeenschlamm

Ton la, Geologie. 2 Aufl.

wurde streckenweise nachgewiesen¹). (Man vergleiche die geologische Erdkarte.) Der rote Tiefseeton sch lamm, der bis in die größten Meerestiefen zwischen dem 45. n. und s. Br. angetroffen worden ist, enthält hie und da Reste you Radiolarien (Urtierchen mit kieseligen, Dornen oder radial gestellte Nadeln tragenden Gerüsten, Radiolar iensch lamm genannt, beim Überwiegen der Radiolarien). Durch den in den größten Tiefen vermehrten Kohlensäuregehalt werden alle kalkigen Gebilde aufgelöst und bleibt der Hauptsache nach nur ein eisenschüssiger Ton zurück. Im roten Tonschlamm finden sich sehr zahlreiche verschieden große Mangan- und Eisenoxydknollen, häufig als Umhüllung von organischen Körpern (Fischwirbeln, Haifischzähnen u. dgl).

Das gefrorene Wasser tritt in der Form von Eis und Schnee auf. Das Eis ist optisch einachsig und läßt manchmal (beim See- und Flußeis) stengelige Struktur, senkrecht auf die Erstarrungsoberfläche, erkennen.

Man unterscheidet: Süß wassereis, welches in Flüssen und Süßwasserseen (Eisdecke und Grundeis) entsteht oder in hohen Breiten auch im Boden als Bodeneis bis zu großen Tiefen vorkommt (wurde bei Irkutsk in 116 m Tiefe nicht durchsunken); stalaktitisches Eis, welches sich in gewissen feuchten, tief unter ihren Eingang hinabreichenden und unten geschlossenen Höhlen („Eishöhlen“) während des Winters bildet und durch günstige Lage und Form, wodurch das Eindringen der warmen Luft verhindert wird, den Sommer über erhält, und Me er eis. Das letztere entsteht erst bei einer Temperatur des Wassers von — 2’2° C; dabei werden die im Meerwasser aufgelösten Salze ausgeschieden. Es setzt in den polaren Regionen ungeheure Eisfelder zusammen, erreicht Mächtigkeiten bis zu 15 m und darüber und gibt Veranlassung zur Bildung von Treib-, Schollen-und Packeis. Das letztere ist durch Stauchungen und Pressungen aus Treibeis hervorgegangen.

Der Schnee besteht aus locker aneinander gehäuften kleinen Eiskriställchen. Bei ruhiger Luft bilden sich die bekannten zierlichen sechsstrahligen Sternchen; in den Hochregionen fällt fein nadel- bis pulverförmiger Schnee.

*) W. Giimbel hat berechnet, daß im Kubikzentimeter Kalkschlamm aus der Gegend von Neu-Amsterdam neben 5000 größeren Foraminiferen Hunderttausende kleinerer, 7 Millionen Kokkolithen, Millionen Kalkstäubchen und -Stäbchen und Hunderttausende von Spongiennadeln, Radiolarien und Diatomeen Vorkommen.

Die Gletscher und ihre Erscheinungen. In allen Hochgebirgen läßt sich eine je nach der geographischen Breite und den klimatischen Verhältnissen verschieden hoch liegende Schneegrenze feststellen, oberhalb welcher der Niederschlag fast immer in fester Form als Schnee erfolgt und als solcher niemals ganz verschwindet: die Wärmewirkungen vermögen die im Verlaufe des Jahres fallenden Schneemassen nicht mehr völlig zu schmelzen. Der „Hochschnee“ besteht aus lockeren Schneekriställchen. In den Alpen, für welche man die Schneegrenze im Mittel bei 2750 vi annimmt (2500—2700 m am Nord, 2700—3000 m am Südhange), bleibt der Schnee, in den höchsten Regionen über 4000 m, infolge der Kälte und der Trockenheit der Luft fast unverändert und müßte fort und fort anwachsen, wenn die Massen, vor allem unter dem Einflüsse der Schwere, nicht beständig nach abwärts rücken würden. An steilen Abhängen verlassen die Schneemassen, besonders häufig im Frühjahre bei beginnendem Tauen, der Schwere folgend, oft plötzlich ihren Lagerungsort und stürzen als Lawinen mit verheerender Gewalt in die Tiefe. In den tieferen Regionen unter 4000 m schmilzt der Hochschnee teilweise durch die Einwirkung der Sonnenwärme und warmer Winde an der Oberfläche, das Schmelzwasser aber sickert in die tieferen Lagen ein, wo es noch kälteren Schnee antrifft und wieder gefriert. Dadurch mögen aus dem Schnee rundliche Körner werden, die aneinander haften und eine Luftblasen umschließende Masse bilden, welche man als Firn bezeichnet. Die vom Firn bedeckten Flächen und Mulden nennt man Firnfelder oder Firnmeere.

Der körnelige, einem Eiskonglomerate vergleichbare Firn folgt, ebenso wie der Hocbschnee, dem Gesetze der Schwere und drängt nach der Tiefe. Bei geringerer Neigung der Abhänge sammelt sich der Firn allmählich in den ausgedehnten Mulden oder oberen kessel-förmigen Anfängen der Täler und drängt sich unter dem Drucke der oberen Massen langsam abwärts in die Täler. Je weiter der Firn in wärmere Regionen hinabriickt, desto intensiver wirkt die Wärme auf ihn ein, und unter einem ununterbrochenen Auftauungs- und Wiedergefrierungsprozesse, bei gleichzeitiger Wirkung des Druckes,, wird der Firn in Firneis und allmählich in nach abwärts zu immer gröberkörnigeres Eis, in Gletschereis, verwandelt. Dieses bildet als Abfluß der Firnmulden einen förmlichen Eisstrom oder den Gletscher im engeren Sinne. Die Körner des Gletschereises erweisen sich als Eiskristalle, die verschieden orientiert sich gegenseitig in der Ausbildung gestört haben. Das Gletschereis erscheint gebändert oder gestreift, indem zahlreiche Lagen von weißem, an Luftblasen reichen, von bläulichen, luftblasenfreien, dichten Eise

durchsetzt werden (gleichfalls eine Folge der Druckwirkung bei der Bewegung des Gletschereises). Die Temperatur des Gletschereises im Innern des Gletschers wird als noch ganz wenig unter dem Schmelzpunkte des Eises liegend angegeben, wobei die Druckwirkung der überlagernden Eismasse in Rechnung zu ziehen ist.

Die Gletscher verhalten sich in vielen Beziehungen wie Ströme. Sie füllen die von den Firnfeldern nach abwärts ziehenden Täler oft bis zu ansehnlichen Höhen aus; sie haben eine je nach der Tagesund Jahreszeit verschieden schnelle Bewegung, mit der sie jährlich 40 bis über 100 m zurücklegen und derzufolge sie immer weiter in die Täler herabsteigen würden, wenn nicht das Abschmelzen am unteren Ende dem Vorrücken eine Grenze setzen wurde.

Fig. 105. Gletscherbild nach F. Simony. Firnfelder, Gletscherspalten, Seiten-, Mittelund Stirnmoränen, Gletschertische, Gletschertor. Rechts oben ein Gletscherfall.

Die Geschwindigkeit der Gletscherbewegung hängt außer von der Wärmewirkung noch von der Neigung der Gletschertäler und von der Masse des Eises ab. Sie ist in der Mitte, wo die Mächtigkeit anschwillt, und unterhalb der Oberfläche größer als an den Rändern und am Grunde. Bei Verengerungen des Talweges pressen sich die Eismassen empor, bei Weitungen verbreitern sie sich; sie verhalten sich also ähnlich so wie zähflüssige, etwa mörtelbreiartige Massen (Fr. Si mony s Vergleich). Wird das Gefälle plötzlich ein größeres (an Gefällsbrliehen), so bilden sich Gletscherfälle: die Eismasse zerklüftet dabei, indem sich besonders zahlreiche Quer-

spalten öffnen, die sich bei wieder vermindertem Gefälle sofort schließen, indem die Einzelschollen und Brocken wieder aneinander frieren („Regelation“). Wegen der größeren Geschwindigkeit in der Mitte klaffen Randspalten auf, während bei Verbreiterung Längsspalten entstehen. Die Spaltenbildung ist eine Folge von Zugspannungen in dem, trotz eines gewissen Grades von Plastizität, wie spröde Massen sich verhaltendem Gletschereise.

Infolge der von der Besonnung besonders begünstigten oberflächlichen Abschmelzung („Ablation“, bis gegen 6 m im Jahre) und Verdunstung des Eises wird die Gletschermasse verringert. Das Schmelzwasser rieselt über die Oberfläche und stürzt in die Spalten

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Fig. 106. Gekritztes Grundmoränengeschiebe.

(Nach der Natur.)

(„•Gletschermühlen“), wobei es zuweilen am Grunde förmliche Wirbel bilden und mit Hilfe der dabei bewegten Steintrümmer Löcher in der Sohle ausscheuern kann („Strudellöcher“, „Riesentöpfe“). In Kanälen bewegt sich das Schmelzwasser unter dem Eise weiter, um am unteren Ende des Gletschers als Gletscherbach, sehr häufig durch ein mehr weniger hohes gewölbtes Eistor, Gletscher tor, abzufließen. Das Wasser des Gletscherbaches ist anfangs triibe, indem es eine große Menge von feinem Schlamm und Sand mitführt, den es bald als Gletscherschlamm, in Kalkgebirgen als Gletscherkreide (Bergmilch, Bergkreide) absetzt.

Je nachdem die Gletscher, aus großen Firnfeldern entspringend, eine bedeutende Länge erreichen oder, aus kleineren Hochschneeoder Firnmulden entstehend, nur eine geringe Ausdehnung in den Hochmulden der Gebirge besitzen, unterscheidet man Tal- und Hänge-gletscher. Die ersteren reichen bis in die Waldregion hinab. Der

Aletschgletscher an der Südseite der Berner Alpen ist der längste Talgletscher der Alpen, er ist 16 km lang (seine Eismasse wurde auf mehr als 10.000 Millionen Kubikmeter, gleich 10 bns, berechnet). Die Talgletscher der Alpen enden alle oberhalb 1100 m Meereshöhe.

Auf der Oberfläche der Gletscher pflegt eine Menge von Steinschutt und von eckigen und scharfkantigen Steinblöcken zu liegen, wie solche von den Talwänden auf den Eisstrom herabstürzen. Da dieser jedoch vorrückt, so bilden sich mehr oder weniger unterbrochene Gesteinswälle an den Seiten des Gletschers, welche von der Ursprungs-

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Fig. 107. Rundhöcker am Rande des Zermattgletschers. (Nach L. Agassiz.)

stelle bis zum unteren Ende desselben verfolgt werden können: die Moränen.

Die an den beiden Seitenrändern des Gletschers sich bildenden Moränen heißen die Seitenmoränen. Beim Zusammenfließen mehrerer Gletscher oder bei der Einmündung seitlicher Eiszuflüsse in den Hauptstrom vereinigen sich je zwei aneinander liegende Seitenmoränen in der Mitte des vereinigten Eisstromes zu einer Mittelmoräne. Infolge der Ablation sinken kleinere durchwärmte Steinchen oder dünne Sandlagen in das Eis ein (auf diese Weise entstehen im Gletschereise auch die „Schmutzbänder“), während besonders große Steinblöcke die Wirkung der Sonnenstrahlen auf das darunter liegende Eis vermindern, so daß sie schließlich förmlich auf Eissäulen aufliegen und die „Gletscher- oder Eistische“ bilden. Die Moränen liegen aus diesem Grunde nicht selten auf förmlichen Eiswällen. Größere Sandmassen erzeugen mit Sand überzogene Eishöcker („Sandkegel“). Durch die Gletscherspalten gelangt ein Teil des Steinmaterials, welches der Gletscher trägt, ins Innere (Innenmoräne) und auch auf den

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Fig^lOS. Glazialabscheuerung an den Talwänden des Grindelwaldgletschers.

(Nach A. Baltzer.)

Grund des Gletschers, wird hier fortgeschleppt und zum Teil zerrieben, wobei es auch den Untergrund scheuert und in der Richtung der Bewegung schrammt und poliert. Auf diese Weise bildet sich die Grundmoräne heraus, deren gröberes Material gleichfalls gerundet, gekritzt und geschrammt wird (Fig. 106, S. 117). Aufragungen der Gletschertalsohle werden dabei förmlich rundgeschliffen („Rundhöcker“ oder „roches moutonnées“, Fig. 107, S. 118). Aber auch die Talwände werden auf diese Weise abgeschliffen und gescheuert (Fig. 108). An Talwegengen werden die Uferfelsen angegriffen und bilden sich Steilwände heraus; die Täler erhalten einen trog- oder U-förmigen

Querschnitt. Es kann sonach einem Zweifel nicht unterliegen, daß die Eismassen der Gletscher mit Hilfe der Gesteinsmaterialien, der Moränen, abscheuernd auf ihre Unterlage einzuwirken imstande sind.

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Fig. 109. Rückgang des Rhônegletschers. (Nach A. Heim.)

Die Wirkung wird sich besonders an stärker verwittertem Untergründe oder Gehänge äußern oder dort, wo es sich um Wegschaffung von aus früherer eisfreier Zeit angesammelten Talschuttmassen handelt.

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Fig. 110. Das Karlseisfeld am Dachstein im September 1884.

Nach einer Zeichnung von Friedr. Simony.

l)ie punktierten Linien zeigen die Ausdehnung des Gletschers während seiner größten Mächtigkeit

um das Jahr 1840.

Beim Abschmelzen des Gletschers am unteren Ende fallen die Schuttmassen der Moränen zu Boden und bilden so die Stirn- oder

Endmoräne, welche meist in einem talabwärts konvexen, halbmondförmigen Bogen das Gletscher- oder Zungenende umgibt. In dieser Endmoräne finden sich daher alle Felsarten des ganzen Gletschergebietes in ungesichtet durcheinander liegenden Trümmern der schiedensten Größe vereinigt. Bei späterem Vorrücken des Gletschers werden sie bewältigt und ausgebreitet.

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Fig. 111. Gletscher in der Foulbay im Nordwesten Spitzbergens (79°n. Br.).

Mit kalbendem Gletscherende und schwimmenden Eisbergen.

(Vach einer Photographie.)

In einer umfassenden „Moränenkunde“ hat A. v. Böhm (1901) alle auf die Moränen bezüglichen Mitteilungen kritisch erörtert. Er unterscheidet: 1.Wandermoränen, wie sie vom Gletscher als Oberflächen- (Seiten- und Mittel-), Grund- und Innenmoränen bei der fortschreitenden Bewegung des Eises mitbewegt werden. 2. Stapel- oder Um wallungs-, die Stirn- („Wall-“) und Ufermoränen; die ersteren sind die am verharrenden Zungenende angehäuften, aufgestapelten

.Schuttwälle; die letzteren entstehen teils aus von den Seitenmoränen angehäuften, teils aus der Grundmoräne aufgeschobenen Materialien.

3. Schwundmoränen, wie sie aus der Aufhäufung von Moränenschutt heim Schwinden eines Gletschers an den Seiten als Moränenhalden, am Zungenende als Moränenfelder sich bilden. Die Schwund-moränen werden vor allem in den während der Eiszeit vergletscherten Gebieten eine große Rolle spielen, sie werden aus Grundmoränen und aus dem beim allmählichen Schwinden der Gletscher über die Rückzugsflächen ausgebreiteten Stirn- und Seitenmoränenmaterial sich aufbauen.

Klimatische Änderungen, vermehrte und verminderte Niederschläge in der Hochregion, verminderte oder vergrößerte Ablation,

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Fig. 112. Pierre des Marmettes. (Nach E. Collomb.) Erratischer Granitblock im Unter-Wallis.

Über 2000 m³ Inhalt und über 5000 Tonnen Gewicht, stammt aus dem Mont Blancstocke.

bedingen periodische Schwankungen in den Massen und damit ein zeitweiliges Anschwellen und Vorschieben oder Schrumpfen und Zurückziehen der Gletscherzungen. Gletschervorschübe gehen über die Stirnmoränen hinweg; beim Schrumpfen und Zurückziehen wird dagegen der Untergrund, die Sohle des Gletscherbettes entblößt (Fig. 109 und 110, S. 120).

E. Brückner hat (1890) aus den Gletscherschwankungen, aus den Eisbedeckungen der Flüsse und anderen Erscheinungen seit 1700 auf 35jährige Perioden der Schwankungen des Klimas geschlossen, neben welchen Perioden auch solche von längerer, Jahrhunderte langer Dauer verlaufen mögen, während die Klimaschwankungen der Glazialzeit sich über Jahrtausende erstreckt haben müssen: lange Perioden naßkalter Jahre, wmbei die mittlere Jahrestemperatur um 3—4° C •erniedrigt und die Menge der Niederschläge vermehrt war.

Gegenwärtig- herrscht in der alpinen Region wie seit Jahrzehnten im allgemeinen ein Schrumpfen und Zurückziehen der Gletscher, nach kurzen Phasen des Stillstandes und schwachen Vorschreitens der Gletscherenden vor. Seit 1900 ist z. B. das Stirnende des Aletschgletschers um 117 m zurückgewichen.

Während in den Tropen die Gletscher auf die höchst aufragenden Berge beschränkt sind, erstrecken sie sich in den Polarregionen, wo die Schneegrenze nahezu oder (im Norden bei 80° n. Br.) wirklich bis an den Meeresspiegel herabreicht, indem sie die Stellvertreter der Flüsse werden, bis ins Meer (Polargletscher, Fig. Ill, S. 121). Der Humboldtgletscher in Westgrönland unter 79° 21' n. Br. ist an seinem Ende am Meere ungefähr 80 km breit und über 100 m mächtig. Diese Eisströme werden in Grönland von den ungeheuren Inlandseismassen gespeist, welche sich, wie F. Nansen (1888) erkannte, als eine gewaltige Eisdecke („Kalotte“) bis 2720 m Seehöhe und darüber ansteigend, mit sanfter Abdachung gegen Nord und steilerer gegen Ost und West über das Land wölben und Flächenräume bedecken, die auf etwa 2 Millionen Quadratkilometer (eine Fläche so groß wie ganz West- und Mitteleuropa!) geschätzt werden.

Die Wogen des Meeres schmelzen bei der höheren Temperatur, welche sie besitzen, das Eis dieser Polargletscher ununterbrochen ab und unterspülen es. Daher und infolge des Auftriebes der ins Meer hineinreichenden Gletscherenden brechen Eisblöcke ab, die mit Getöse ins Meer fallen (das sogenannte „Kalben“ der Gletscher, Fig. 111) und dieses weithin bewegen. Die Eisblöcke tauchen jedoch sofort wieder aus der Tiefe empor, werden von den Meeresströmungen erfaßt und als schwimmende Eisberge weit von ihrer Ursprungsstätte, oft bis über den 40. Breitegrad fortgeführt.

Von den Eisbergen ragt nur etwa ihrer Masse, oft bis zu 70 m Höhe, aus dem Wasser hervor. Sie stellen ungeheure Eiskörper dar, welche manchmal Steinblöcke und Schutt weithin verfrachten, um sie beim Abschmelzen über den Meeresboden zu verbreiten. — Einem solchen Transporte auf schwimmenden Eisbergen .mag die Verbreitung mancher erratischen Blöcke (Irrblöcke) zuzuschreiben sein, während andere und sicherlich die Mehrzahl auf Moränenblöcke, nach Art der die Gletschertische bildenden, zurückzuführen sind, aus Zeiten weit größerer Entwicklung der Gletscher stammend (Fig. 112).

Die gewaltige Eisdecke der Antarktis (bis zu 3000 m Höhe am Südpol ansteigend) wurde uns erst in der letzten Zeit etwas genauer bekannt; sie bildet am Ufer des Meeres weithin reichende, bis 50 m hohe Eismassen (Eisbarrieren), die sich ins Meer vorschieben und ebenfalls gewaltige Treibeismassen entstehen lassen.

Die geologische Erdkarte läßt die Ausdehnung der eiszeitlichen Inlandseismassen in Nordamerika und in Europa-Asien überblicken. Dort waren fast 21, hier über 7 Millionen Quadratkilometer mit Eis bedeckt, dessen Mächtigkeit auf 1000 m und darüber geschätzt wurde, was eine lang andauernde Entnahme des Wassers der Meere bedeutet, so daß sich der Spiegel des Meeres um etwa 70 m gesenkt habe. Die Massenanziehung durch die Eisdecke habe ein Zuströmen des Wassers in die arktische Region im Ausmaße von 4—12 m Höhe (nach verschiedenen Autoren) bedingt und das Eisgewicht eine Niederdrückung der belasteten Flächen. Gewisse Hebungserscheinungen Skandinaviens hat man auf die Entlastung beim Abschmelzen des Eises zurückzuführen versucht.

3. Die geologischen Wirkungen der bewegten Luft,

der Winde,

sind nicht zu unterschätzen und wir können Vorgänge äolischer Abtragung und äolischer Ablagerung unterscheiden. Der Wind bläst nicht nur die Verwitterungsprodnkte der Gesteine, bei deren Bildung die Sonnenbestrahlung (Insolation) eine Hauptrolle mitspielt, hinweg, heftige Stürme sind auch imstande, recht ansehnliche Steintrümmer in Bewegung zu setzen. Mit sandigen Felsteilchen beladene Winde greifen bloßgelegte Gesteinsflächen scheuernd an („Sandgebläse“). Aus lockeren Gesteinsanhäufungen blasen sie unter Umständen alles bewegliche feinere Material hinweg¹), entblößen größere, eingeschlossen gewesene Gesteinsfragmente und Blöcke und scheuern dieselben ab²) (Fig. 113 und 114, S. 125).

Großartig abblasende und abtragende Wirkungen des Windes zeigen uns die Steppen- und Wüstengebiete der Erde und die Sandregionen der Flachküsten. Auf Windabblasung sind auch gewisse zellenförmig zerfressen erscheinende Felsoberflächen, wenigstens zum Teil, zurückzuführen (Fig. 115). — Eigentümliche Erscheinungen in plateauartig gebauten Wüstenländern sind die „Zeugen“, abgestutzten Pyramiden gleichende Hiigelformen, die, den zusammenhängenden Plateaus vorgelagert, von ihnen abgetrennt wurden und deren Entstehung, zum mindesten der Hauptsache nach, auf Winderosion zurück-geftihrt wird (Fig. 118, S. 127).

In der Fels- oder St ein wüste ist alles abgeblasen bis auf den nackten Fels. In der Kieswüste finden sich nur gröbere Brocken,

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²) Korrasion, Abscheuerung.

häutig rund geschliffen; die Sand wüste aber besteht aus losen Sandkörnern¹), welche bei jedem heftigeren Winde aufgehoben und an

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Fig. 118. Durch Abblasung bloßgelegter Block aus dem nordamerikanischen Westen. (Nach G. K. G i 1 b e r t.)

Fig. 114. Durch darüber gefegten Sand abgescheuertes Gerolle (Kantengeschiebe, Windkanter).

(Norddeutsche Ebene.)

(Nach der Natur.)

anderen Stellen wieder abgelagert werden. Die Natur des der Zer

störung ausgesetzten Gesteias des Wüstengebietes bedingt wesentlich die Art des beweglichen Materials und den Charakter der Wüste. Die abgeblasenen Teile werden wieder zur Ablagerung gebracht, und zwar im Windschatten der durch die An-

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häufung entstandenen Hügel, wobei sie oft nur oberflächlich mehr geschoben als getragen werden. Als Beispiel sei der Wanderung der Dünenhügel an denFlachküsten undimWüsten-sandegedacht (Fig.116 u. 119, S. 126 und 127). Die Dünen der Flachküsten werden aus den während der Ebbe trockengelegten sandigen Sedimenten durch den abblasenden Wind

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Fig. 115. Zellenförmig zerfressene (ausgeblasene) Kalksteinwand bei Kustschuk im Lomtale.

(Nach einer Photographie von Franz Toula.)

b Die Größe der Sandkörner ist je nach der Windstärke verschieden, ihr Durchmesser beträgt 0-25—1-5 mm bei Windgeschwindigkeiten von 4‘5—18 m in der Sekunde.

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Pig. 116. Das Sandmeer von Beni-Abbès in Oran.

(Nach Kap. Bérenger in E. Haugs Traité de Géologie I. 1907.)

gebildet. Die betreffenden normal zur Windrichtung verlaufenden Hügelzüge werden oft 30 m und darüber hoch. Die Dünen der Sandwüsten erreichen jedoch Höhen bis 150 m und darüber. Die Verlegung des alten Unterlaufes des Amu Darja wird auf Sandverschüttungen zurückgeführt.

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Fig. 117. Diagonalschichtung eines Sandes der Congerienstufe von Guntramsdorf unweit Mödling bei Wien.

(Nach einer Aufnahme von Frl. Gertrud Giannoni.)

Eine auffallende Erscheinung bei manchen Dünensanden ist ihre eigenartige Schichtung, für welche man die Bezeichnung „Diagonalschichtung“ angewendet hat und die man durch abwechselnde Abblasung und Wiederaufschüttung äolischer Sedimente erklären kann (Fig. 117).

Feine Staubmassen werden durch den Wind unter Umständen

selbst tausende Kilometer weit fortgeführt (Absatz von Staub inmitten

Fig. 118. Zeugenlandschaft bei ü-uelb-el-Zerzour.

Nach Johannes Walther: „Die Denudation in der Wüste“. (Aus dem Werke „Mission de Chadamös“.)*

der Ozeane, auf den Schnee- und Eisfeldern Grönlands usw.). Genauer studiert wurden Staubfälle (9.—12. März 1901) in Nordafrika, Süd-und Mitteleuropa.

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Fig, 119. Schematische Darstellung der Dünenwanderung.

Eine der großartigsten, hypothetisch auf Staubabsätze aus der Luft (auf „äolische“ oder „subaerische“ Vorgänge) zurtickgeführten Bildungen ist der Löß, ein ungemein feinkörnig sandiger, gelblicher Lehm. F. v. Richthofen dachte dabei an die Staubstürme der innerasiatischen Steppen, deren Sinkstoffe dort, wo sie durch die Steppen-

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Fig. 120. Durchwind aufgeschütteter Sandhügel (Bogendüne, „Barchan“) in der turkestanschen Steppe. (Nach J. Muschketow.)

vegetation wenigstens teilweise festgehalten werden, sich im Laufe der Zeit in großer Mächtigkeit anhäufen konnten. Auch die humusreichen Schwarzerden (Tschernosjom der Russen) sollen nach v. Richthofen Abarten des Löß sein, die wohl auf moorigem Untergründe zur Ablagerung kamen.

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Fig. 121. Sicheldüne (Barchan) in Seistan (Ostpersien).

(Nach: Geogr. Journal, Bd. XXVIII.)

Manche Sandsteinbildungen (Old Red, Buntsandsteine und Keupersandsteine) wurden auch als äolische Ablagerungen gedeutet.

4. Geologische Wirkungen der Organismen.

Der Schauplatz des organischen Lebens ist der Boden des Luftmeeres (für die Landbewohner) und die mit den Bestandteilen der atmosphärischen Luft durchsetzte Wasserhülle der Erde (für die Wasserbewohner). Nur durch Vermittlung der Luft wird das Tier- und Pflanzenleben unterhalten.

Die Dichtigkeitsverbältnisse der Luft, die Strömungen derselben, ihr Feuchtigkeitsgehalt, die durch denselben bedingten Niederschläge, die Art der Sonnenbestrahlung und die Wärmeverhältnisse der Luft, des Wassers und des Bodens sind die wesentlichsten Bedingungen fiir die Entwicklung der Flora sowohl als auch der Fauna. Die Paläontologie lehrt uns, daß die organische Welt eine lange, weit zurückreichende Geschichte hat, die mit der Entwicklungsgeschichte der Erde, seitdem die physikalischen Verhältnisse ihrer Oberfläche organisches Leben ermöglichten, verknüpft ist.

Von den klimatischen Verhältnissen hängt die Verbreitung und Verteilung der Organismen in erster Linie ab. In den verschiedenen klimatischen Zonen und Provinzen (A. Su pan hat in seinen „Grund-zligen der physikalischen Erdkunde“, Leipzig 1911, auf den Erdfesten 35 verschiedene Klimaprovinzen unterschieden) finden wir heute die den herrschenden physikalischen Bedingungen angepaßten Floren und Faunen. (Geographische Verbreitung der Pflanzen und Tiere.) Die in dieser Beziehung gegenwärtig bestehenden Verhältnisse erlauben uns vergleichende Rückblicke auf die Verhältnisse während der einzelnen Bildungsperioden der Erde anzustellen. Von den Charakterpflanzen der heutigen Tropen wären die Palmen als Beispiel anzuführen, welche nur in einzelnen Arten auch Uber die Tropenzone hinausreichen, und zwar bis zum 43 7° n. Br. (Nizza), bis zum 38.° s. Br. in Südamerika und bis zum 45'5° s. Br. auf der Pittinsel (Neuseeland Ost). Auch die Baumfarne sind der Hauptsache nach Tropenpflanzen. In der warm gemäßigten Zone finden sich immergrüne Laubbäume, während die im Winter das Laub abwerfenden (sommergrünen) Laubbäume für die weiter nördlich und südlich gelegenen Gebiete bezeichnend sind. Die Koniferen (Nadelhölzer) reichen bis in die Polarzone, bis an die Nord-Grenzen des Waldes. Sommergrüne Laubbäume dagegen kennt man im allgemeinen in Westeuropa bis zum 60.° n. Br., in Osteuropa bis zum 54.°, in Sibirien aber nur bis zum 40.—48.° n. Br., während sie in Kamtschatka wieder bis zum 60.° n. Br. Vordringen. (Klimatische Verschiedenheit in der Nähe der Küsten und in den kontinentalen Gebieten.) In Nordamerika erstreckt sich ihr Verbreitungsgebiet an der atlantischen Küste bis zum 54.°, im Innern aber nur bis zum 47.° n. Br. Diese Tatsache allein läßt schon die Bedeutung der klimatischen Verhältnisse für das Pflanzenreich recht gut erkennen. Die polare Vegetation ist eine verkümmerte: die Bäume treten in der Nähe der Baumgrenze nur noch in Zwergformen auf (z. B. die Zwergweiden).— Treffen wir fossile Beste von typischen Pflanzen einer der heutigen Zonen in einer anderen Kegion, so wird uns dies Anhaltspunkte bieten, um uns über die klimatischen Verhältnisse der betreffenden Zeitperiode an den betreffenden Punkten eine Vorstellung zu verschaffen. — Eine ähnliche Verteilung der Pflanzen wie in den Klimazonen zeigt sich auch in den Gebirgsländern, wenn wir uns in immer größere Höhen begeben. Die Waldgrenze liegt heute, je nach der geographischen und klimatischen Lage der Gebirge, verschieden hoch: in den Tessiner Alpen z. B. in 1800 m, in den Zentralalpen aber in 2100 tu Höhe.

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fakten) oder Fossilien.

Die Art und Weise, wie Beste von vorweltlichen Tier- und Pflanzenformen erhalten wurden, ist eine sehr verschiedene. Die Er-

Man findet die Beste der ausgestorbenen Pflanzen und Tiere in den Gesteinen der Lithosphäre eingeschlossen, entweder nur vereinzelt oder aber in solcher Menge, daß sie ganze Schichten erfüllen und sehr wesentlich zur Gesteinsbildung beitragen. Die Substanz derselben in den Erdschichten einer oft sehr weitgehenden Umwandlung unterworfen, bei welcher jedoch zuweilen die ursprüngliche Gestalt und nicht selten auch die Struktur mehr oder weniger gut erhalten blieb. Man nennt solche oft sehr weitgehend veränderte Überreste Pflanzen und Tieren der Vor weit Versteinerungen (Petre-

haltuug kann geschehen: 1. durch Verkohlung’; 2. durch Verwitterung oder Auslaugung; 3. durch Überrindung oder Inkrustation und durch Abformung und 4. durch eigentliche Versteinerung oder Petrifizierung.

Die Verkohlung ist besonders in bezug auf die Erhaltung der Pflanzenreste von größter Wichtigkeit. Dabei wird die organische Substanz des Körpers nicht gänzlich zerstört, sondern nur in eigentümlicher Weise umgewandelt. Sie verliert an Stoff, und zwar derart, daß die sich abscheidenden Verbindungen (Wasser, Kohlensäure, Sumpfoder Grubengas [CH₄ Methan]²) reich an Sauerstoff und Wasserstoff sind, wodurch in der zurückbleibenden Masse der Gehalt an diesen beiden Elementen immer mehr abnimmt, der Gehalt an Kohlenstoff aber relativ zunimmt. In den verschiedenen Arten der fossilen Kohlen ist daher die Pflanzensubstanz mehr oder weniger karbonisiert, so daß uns Torf, Braunkohle, Schwarzkohle³) und Anthrazit verschiedene Stadien dieses Umwandlungsprozesses darstellen. Das Ende wäre der Graphit.

Sieht man bei diesen einzelnen Substanzen von der Aschenmenge und von der geringen Menge von Stickstoff ab, welche sie enthalten, so ergibt sich, von der lebenden Pflanze ausgehend, folgende durchschnittliche Zusammensetzung in 100 Gewichtsteilen:

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Daß bei diesem Umwandlungsprozesse das Volumen der Pflanzensubstanz stark vermindert wird, ist klar. Man nimmt für die Umwandlung in Schwarzkohle eine Verminderung auf bei jener in Anthrazit auf T²Y des ursprünglichen Volumens an. Stur hat für die Calamiten nach der Reduzierung des Pflanzenkörpers auf eine Verminderung bis auf -gig- des ursprünglichen Volumens geschlossen.

Die Verwitterung oder Auslaugung betrifft die wesentlich aus Calciumkarbonat oder Calciumphosphat bestehenden Skeletteile.

Bei den Knochen der Wirbeltiere vermindert sich allmählich der das Bindemittel der Knochenerde ausmachende tierische Leim, bis er ihnen vollständig entzogen ist. Ähnlich verhält es sich mit den Gehäusen der Muscheltiere und Stachelhäuter, mit den Panzern der Krebse usw. Dieser Zerstörungsprozeß der organischen Teile, welche das Bindemittel der unorganischen Bestandteile abgeben, kann unter Umständen, wenn kein neues unorganisches Bindemittel hinzutritt, auch zum vollständigen Zerfall jener Hartgebilde führen.

Die Überkrustung der organischen Reste erfolgt entweder durch mechanisch zugeführte Materialien oder durch chemische Niederschläge. Das am häufigsten auftretende Umhiillungsmittel ist Calciumkarbonat. Die Abformung findet statt, wenn irgend ein organischer Körper in Sand, Schlamm oder Kalk eingebettet wird, so daß er in der umschließenden Substanz einen Abdruck seiner äußeren Form bildet, ein „Negativ“, an welchem die Oberflächenstruktur des Originals um so genauer und schärfer ausgeprägt sein wird, je feiner und plastischer das umhüllende Material war. Ist dann der ursprüngliche Körper durch Auslaugung oder Verwitterung ganz entfernt, so werden, wenn das Abformungsmaterial widerstandsfähig genug ist, äußere Abdrücke und Ausfüllungen der Innenräume, sogenannte „Steinkerne“, erhalten bleiben.

Hierbei ist es wichtig zu bemerken, daß die Widerstandsfähigkeit der kalkigen Schalen je nach der Substanz und Struktur derselben sehr verschieden ist. Die ungemein feinfaserig gebauten Schalen der Schnecken unterliegen der Zerstörung und Auflösung leichter als z. B. die feinschuppig gebauten Austernschalen.

Die eigentliche Versteinerung oder Petrifizierung besteht darin, daß der eingeschlossene Naturkörper zum Teil oder ganz von Mineralsubstanz durchdrungen wird. Die Hauptversteinerungsmittel sind Calciumkarbonat und Kieselsäure; aber auch Schwefelkies spielt als solches eine wichtige Rolle. Man unterscheidet danach verkalkte, verkieselte und verkieste Petrefakten.

Die organische Substanz wird bei der Petrifizierung zunächst durch Verwitterung oder Auslaugung zerstört und dann durch das Versteinerungsmittel ersetzt. Es kann dabei geschehen, daß die organische Substanz von dem Versteinerungsmaterial derart durchdrungen wird, daß die Struktur bis in die kleinsten Einzelheiten erhalten bleibt. Hierbei spielt besonders die Kieselsäure eine hervorragende Rolle. Sie ist das vollkommenste Versteinerungsmittel. Die verkieselten Stämme lassen in Dünnschliffen oft noch ihren feineren anatomischen Bau, die Jahresringe, Markstrahlen, Zellen, Gefäße usw. auf das deutlichste erkennen.

Zu den Versteinerungen rechnet man auch Eindrücke oder Spuren, welche Tiere zuweilen auf den Erdschichten hinterlassen haben, wie die Fährten von Vögeln, Amphibien, Reptilien, Krebsen, Würmern usw.

Die durch das Leben der Pflanzen und Tiere bedingten geologischen Erscheinungen und Veränderungen sind sehr mannigfaltiger Art.

Die organischen Wesen, Pflanzen und Tiere, brauchen zu ihrer Existenz Stoffe der Atmosphäre (Sauerstoff' Kohlensäure), der Hydrosphäre (Wasser) und der Lithosphäre (die Aschensalze der Pflanzen und die unorganischen Bestandteile des tierischen Körpers). Von besonderer Wichtigkeit ist der dem Kohlensäuregehalte der Luft entnommene Kohlenstoff, der in organischen Verbindungen die Hauptrolle spielt, einen Hauptbestandteil der fossilen Kohlen und der Kalksteine (Calciumkarbonat) ausmacht und einem förmlichen Kreisläufe unterliegt.

Die durch die Pflanzen vermittelten Gesteinsbildungen nennt man phytogene Bildungen. Es gehören hierher hauptsächlich die fossilen Kohlen. Die Pflanzen verarbeiten die Kohlensäure mit Hilfe ihrer grünen (chlorophyllhaltigen) Teile. Beim Verwesungsprozesse zerfällt ihre Substanz in Wasser, Kohlensäure und Ammoniak und der Kohlenstoff kehrt als Kohlensäure wieder in die Atmosphäre zurück. Wird der Pflanzenkörper von Schlamm- und Erdschichten bedeckt, so bildet sich Kohle, die, als fossiles Brennmaterial gewonnen, nach der Verbrennung gleichfalls wieder der Atmosphäre in der Form der Verbrennungsgase zurückgegeben wird. Anhäufungen von Pflanzenstoffen finden wir heute besonders in Mooren, Sümpfen und seichten Seebecken. Algen, Moose (Torfmoose, Sphagneen), Heiden (Callunci), Riedgräser spielen bei solchen Pflanzenanhäufungen der Gegenwart die wichtigste Rolle. Sie bilden, unten vermodernd, nach oben fortwachsend, den Torf. (Torfmoore mit Torfmächtigkeiten bis zu 12 m.) Die fossilen Kohlen mögen auf ähnliche Weise entstanden sein. Manche Autoren glaubten durch Zusammenschwemmung pflanzlicher Stoffe die Entstehung der fossilen Kohlen erklären zu können.

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)    Die Kohlensäure erzeugt die „kalten Schwaden“ in der Luft der Steinkohlenbergbaue, dasGrubengas die „feurigen Schwaden“ oder „schlagenden Wetter“, weil es entzündet mit Explosion verbrennt (zu Kohlensäure und Wasser, „Nach-schwaden“). Das Grubengas entströmt entweder ganz allgemein den Poren der Kohle oder bei Eröffnung von Gasanhäufungen in denselben („Bläser“).

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)    Es ist jedoch nicht gelungen, Braunkohle in Schwarzkohle überzuführen.

Auch die Kieselgur oder die sogenannte „Infusorienerde“ ist pflanzlichen Ursprunges. Sie besteht aus den zierlichen mikroskopischen Kieselskeletten der Diatomeen oder Spaltalgen. Algen und andere Wasserpflanzen vermitteln den Absatz von Kalk- und Kieselsinter, aus Kalk- oder Kieselerde in gelöster Form enthaltendem Wasser (Travertinbildung, Kalktuffabsätze usw.).

Für den Travertin ist die Mitwirkung von Algen (Oscillarinen) seit langem bekannt (Ferd. Cohn 1864). In neuerer Zeit (1889) hat

W. H. Meed nachgewiesen, daß im Yellowstone Nationalpark nicht nur die gewaltigen Kalksinterterrassen (Fig. 39, S. 53) unter der Mitwirkung von Algen gebildet werden (Wassertemperaturen 26    74" C), sondern daß auch bei der Entstehung der so zahlreichen

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Kieselsinterbildungen der heißen Quellen und Kochbrunnen Algen (Leptothrix- und Calothrtx-Arten) die Hauptrolle spielen, welche die Kieselerde als gallertartige Substanz ausscheiden, und zwar in Wasser bis zu 85° C. Daraus entstehen aus vielen Schichten bestehende säulen-und vasenförmige Gebilde, die man ganz ähnlich so gestaltet auch im neuseeländischen Geysirgebiete angetroffen hat. Auch Diatomeenpanzer wurden im Yellowstone Nationalparke in den Warmwassertümpeln in der Nähe der Geiser oder Geysire in großer Menge gefunden.

Gewisse Meerespflanzen entnehmen dem Wasser das gelöste Kalkkarbonat, scheiden dasselbe an ihrer Oberfläche wieder aus und bauen so, wie die Lithothamnien und Gyroporellen (kalkabsondernde Algen), oft mächtige Kalkmassen auf.

Die Tiere nähren sich direkt oder indirekt von Prtanzenstoffen. Von dem so aufgenommenen Kohlenstoffe wird der größte Teil durch den Atmungsprozeß und in den Exkrementen wieder ausgeschieden und schließlich als Kohlensäure der Luft zurückgegeben, ein Teil aber wird im Skelett und in den Hartteilen der niederen Tiere als kohlensaurer Kalk aufgespeichert und kann nach dem Ableben der Tiere da, wo sich die Kalkskelette derselben zu größeren Massen ansammeln, unter Umständen zur Gesteinsbildung führen.

Die durch die Tiere vermittelten Gesteinsabsätze bezeichnet man als zoogene Bildungen. Für dieselben sind besonders die Kalkgerüste der niederen Tiere, der Foraminiferen, Anthozoen (Korallentiere), Eckinodermen (Stachelhäuter) und die Schalen gewisser Weichtiere (Mollusken) wichtig. Diesen niederen Tieren verdanken wir die Bildung der meisten Kalksteine.

Die kalkbildende Tätigkeit der winzigen Foraminiferen ist sehr bedeutend, da ihre Schalen enorme Flächen des tiefsten Meeresbodens bedecken und mächtige Ablagerungen eines förmlichen Kalkschlammes (Globigerinenschlamm) verursachen. (Man vergleiche auch S. 113 und die geologische Erdkarte.) Eine große gesteinsbildende Bedeutung besaßen die Foraminiferen in der Vorzeit (Fusulinen-, Nummuliten-, Amphisteginenkalk usw.).

Mollusken und Echinodermen leben gleichfalls in so außerordentlicher Individuenzahl gesellig nebeneinander, daß die Schalen der ersteren, in Millionen auf dem Boden flacher Meeresteile abgelagert, die Bildung von mächtigen Kalksteinbänken veranlassen (Austern-und andere Muschelbänke; Crinoidenkalk usw.). Die Crinoiden leben heute zum Teil in Tiefen bis zu 400 m, zum Teil aber auch in 2000 bis gegen 6000 m Tiefe, die Muscheltiere aber zumeist in geringer Meerestiefe bis zu 70 m, was Schlußfolgerungen auf die Verhältnisse der Vergangenheit zu ziehen erlaubt.

Das großartigste Beispiel der Kalksteinbildung in der Jetztzeit bieten uns die Korallenriffe der riffbildenden Korallentiere, der Madreporiden. Ihre Tätigkeit ist an einen gleichmäßigen Salzgehalt eines schlammfreien Meeres und an eine Temperatur, die nie unter 18° C fällt, und daher an die tropischen Meere zwischen 25° s. und 30° n. Br. gebunden.

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Fig. 122. Hohe Insel mit Damm- oder Wallriffen, Südsee. (Nach J. Dana.)

Die Korallenriffe treten in recht verschiedener Art auf. Sie

bilden

1.    Küstenriffe, welche sich fast unmittelbar der Küste der Inseln oder der Festländer, nur durch einen schmalen, kanalartigen Meeresraum (die Randlagune) davon getrennt, anschließen und in der Regel nur dort unterbrochen sind, wo Flüsse ins Meer münden. Zu dieser Art von Riffen gehören die Korallenbauten des Roten Meeres sowie jene Riffe, welche die Insel Cejlon, die Nikobareninseln im Indischen Ozean, die Westindischen Inseln, die Halbinsel Florida in Nordamerika usw. einsäumen (man vergleiche die geologische Erdkarte);

2.    Damm- oder Wallriffe, welche vom Festlande durch einen meist viel breiteren Kanal getrennt sind und sich oft in sehr ansehnlicher Breite und in großer Längenentwicklung den Küsten der Inseln und Kontinente entlang hinziehen, Hafendämmen vergleichbar, die von Stelle zu Stelle unterbrochen sind und Eingänge freilassen, die von der offenen See in die zwischen dem Riffe und dem Festlande liegenden Lagunen und Wasserkanäle führen (Fig. 122). Fast alle Hohen Inseln der Siidsee (Fig. 122), die Karolinen, Neu-Caledonien usw. sind von solchen Wallriffen umgeben und verdanken ihnen ihre vortrefflichen Häfen. Das größte Wallriff, „Great Barrier“

genannt, erstreckt sick an der Nordostküste von Australien hin, allerdings mit einigen Unterbrechungen, und zwar auf eine Länge

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Fig. 128. Oberfläche eines australischen Korallenriffes („Wallriff“) zur Ebbezeit. (Hach einer Photographie von W. Savi. ,c-K ent.)

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von 1800 km. Es liegt streckenweise 75—90 1cm von der Küste entfernt (Fig. 123);

3. Lagunenriffe oder Atolle. So heißen die in sich zurücklaufenden Riffe, die im allgemeinen die Form eines Ringes haben und eine Salzwasserlagune umschließen (Fig. 124). Zu dieser Art von Riffen gehören die Koralleninseln im engeren Sinne, jene Niederen Inseln, deren höchste vom Wasser nicht überfluteten Teile meist nur 2—4 m über das Niveau der Flut sich erheben. Die Breite der Riffe beträgt in der Regel nicht mehr als 1000—1200 m.

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Fig. 124. Lagunenriff, Atoll. Südsee. (Nach J. Dana.)

Nach außen fällt das Riff außerordentlich steil in die Tiefen des Ozeans ab, so daß die größten Schiffe dicht heranfahren können. Nach innen dacht es dagegen sanft ah und das von ihm eingeschlossene, seichte Salzwasserbecken, die Lagune, deren ruhiger Wasserspiegel gegen das außen heftig brandende Meer einen eigentümlichen Gegensatz bildet, ist der Sammelplatz von Seesäugetieren, Fischen und Seetieren aller Art.

Im Pazifischen Ozean gibt es gegen 300 solcher Atolle; der Paumotu-Archipel allein zählt 70—80. Zu den größten Atollinseln gehören die Lakkadiven und Malediven im Indischen Ozean.

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Fig. 125. Die Entstehung der Korallenriffe nach Ch. Darwins Theorie.

I, II und III Meereswasserstände in den verschiedenen Phasen:

I Küstenriffbildung; II Wallriffbildung; III Atollbildung.

Nach Darwins Theorie über die Entstehung der Korallenriffe sollen infolge der Senkung des Meeresbodens aus den ursprünglichen Küstenriffen um Inseln, durch Fortwachsen der Korallenbauten nach oben Dammriffe und schließlich die Atolle entstanden sein (Fig. 125). Für die Siidseeriffe dürfte Darwins Vorstellung in der Tat zutreffen.

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Fig. 126 und 127.

Riff insel Funamanu (Funafuti-Atoll).

Grundriß und Durchschnitt, nach A—B.

1 Abgestorbenes Ileliopora coerûela-Biff. 2 Lebende Lithothamnienzène ^ (Lebhaft rot gefärbt.) 3 Abgestorbene Lithothamnien. 4 Alte Brechen'

Harter fester Kalkstein aus zementiertem Korallenblockwerk. 5 Loses Blockwerk, zu oberst eine dünne Lage von angeschwemmtem Bimssteinmaterial. 6 Lagunensand. 7 Porte-Biff.

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Die deutschen Forscher C. Semper und J. Rein sowie der englische Zoologe J. Murray sprachen dagegen die Meinung aus, daß die Korallenriffe auf unterseeischen Plateaus und Bänken von ungefähr 100 in an aufwachsen, wobei verschiedene kalkschalige Meerestiere zur Bildung der Riffe beitragen sollen, und daß Atolle, Küstenriffe und Dammriffe nebeneinander und unabhängig voneinander Vorkommen können. Ob die eine oder die andere Form der Riffe zur Ausbildung kommt, hänge nur von der Gestaltung des Meeresbodens und von den Nahrungsverhältnissen der Korallen ab, indem dieselben nach der Seite am üppigsten emporwachsen, wo sie am meisten Nahrung finden.

Vor wenigen Jahren (1904) erschien ein Bericht über eine im Aufträge der Britischen Königl. Gesellschaft vorgenommene Tiefbohrung auf der Atollinsel Funafuti in der Ellice-Inselgruppe (nördlich von den Fidschiinseln) unter der Leitung Prof. W. Sollas’. Auf der heutigen Riffoberfläche (Fig. 123 und 127) wuchern kalkabsondernde Algen (Lithothamnien) in einer solchen Üppigkeit, daß die weniger häufigen Korallenstöcke vielfach förmlich erstickt werden. Außerdem sind litorale Foraminiferen überaus verbreitet. Gegen die Lagune zn erheben sich zwei Rücken aus Korallenkalk-Blockwerk und -Gerolle. In der Lagune fand man im Untergründe, bis über 20 m Tiefe, Kalkalgen (Halimeda) in großer Menge, in größerer Tiefe aber Korallen und Foraminiferen. Die Hauptbohrung wurde von der Riffoberfläche fast 340 m tief ausgeführt. Bis in 228 m Tiefe wurden mürbe, löcherige Riffkalke angetroffen. Die aus Aragonit (Conchit) bestehenden Korallenstöcke sind zumeist aufgelöst und nur in Steinkernen zu erkennen. Bis gegen 46 m Tiefe stehen die Lithothamnien- und Foraminiferensedimente zum Korallenkalk im Verhältnisse der Massenhaftigkeit wie 4:1. Am häufigsten findet man bis 64 m Helwpora coerulea, in größerer Tiefe aber Milleporen, Madreporen, Pocilloporen und Poriten. Hervorzuheben ist noch, daß im oberen Teile (3—11 in) der Gehalt des Kalkes an Magnesiumkarbonat 9—16% beträgt, während in den großen Tiefen fester Kalk und Dolomit erscheint und der Gehalt an Magnesiumkarbonat (von 194 m abwärts) 35—40% der Masse ausmacht.

Diese Untersuchung liefert uns sonach bis weit über 300 m Tiefe eine Fülle von sicheren Tatsachen, welche die Darwinsche Anschauung unterstützen. Als Ergebnis der Tiefseeuntersuchung sei übrigens zur Vervollständigung des Bildes angeführt, daß das Funa-futiatoll aus 5500 m Tiefe zuerst sanft geböscht bis 1280 m Tiefe ansteigt, und daß dann die Böschung im Mittel auf 29° (an der Nordseite bis auf 48°) sich steigert. Von 730 m aufwärts lassen die meisten Profile 40° Neigung erkennen, doch beobachtete man auch zwei Stufen mit 65 und 57°.

II. Abteilung. Spezielle Geologie.

A. Petrographie oder die Lehre von den Gesteinen oder Gebirgsarten.

Unter Gesteinen oder Gebirgsarten (auch Felsarten) versteht man das Material, aus welchem die Lithosphäre zusammengesetzt ist. Mit dem Worte Gestein oder Gebirgsart ist nicht unbedingt der Begriff des Festen und Felsartigen verbunden, denn es gibt auch lockere und weiche Gebirgsarten, wie z. B. Sand und Ton. Das Material zur Bildung der Gesteine wird in erster Linie vom Mineralreiche geliefert, in zweiter Linie vom Tier- und Pflanzenreiche, da es auch Gesteine gibt, welche nicht bloß einzelne organische Reste eingeschlossen enthalten, sondern ganz aus solchen gebildet sind. Man unterscheidet daher ihrer Herkunft nach minerogene und organogene Gesteine.

Die Gesteine lassen sich nach der Natur ihres Materiales in folgende Gruppen bringen:

I.    Einfache oder gleichartige kristallinische Gesteine, wenn sie nur aus einem bestimmten Minerale bestehen (z. B. Quarzfels, körniger Kalk, Steinsalz).

II. Gemengte oder ungleichartige kristallinische Gesteine.

a) Sind die Mineralbestandteile ohne Regelmäßigkeit miteinander verwachsen, so nennt man sie kristallinische Massengesteine;

b) zeigen sie dagegen eine mehr weniger deutliche parallele Anordnung, so bezeichnet man sie als kristallinische Schiefergesteine. — Die letzteren lassen sich nach der Richtung der Anordnung leichter zerschlagen als nach den anderen Richtungen, wonach man Hauptbruch und Querbruch unterscheidet.

III. Klastische oder Trümmergesteine. Sie bestehen aus Bruchstücken anderer Gesteine, welche entweder lose, ungebunden oder durch ein Bindemittel verkittet sind.

IV. Ganz oder teilweise aus Materialien organischen Ursprunges bestellende Gesteine. Sie werden nach der Natur der organischen Bestandteile in zoogene(Korallenkalk,Muschelkalk usw.) und phytogene (Kohlen, Algenkalke, Diatomeenschiefer u. a.) unterschieden.

Nach der Art der Entstehung kann man die Gesteine einteilen 1. in solche, welche aus dem Schmelzflüsse (Magma) entstanden sind: Eruptiv- oder Ausbruehsgesteine. Hierher gehören auch die glasigen (hyalinen) Gesteine (die natürlichen Gläser). Drangen dieselben bei ihren Ausbrüchen bis an die Erdoberfläche, so spricht man von vulkanischen oder Erguß- und Auswurfsgestein en; erstarrten sie langsam in größerer Tiefe, so bezeichnet man sie als plutonische oder Tiefengesteine (die granitischen Gesteine).

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Fig. 128. Durchschnitt durch einen Lakkolithen mit Gängen (Apophysen) und Lagergängen. (Nach G. K. Gilbert.)

Im westlichen Nordamerika (in den Henry Mountains) hat

G. K. Gilbert das Auftreten von eigenartigen vulkanischen Bildungen nachgewiesen, welche in der Form von ungeheuren Brotlaiben oder Kuchen im Innern von geschichteten Sediment- und Schiefergesteinen in Tiefen zwischen 1000 und 3000 m entstanden sind und durch Abtrag der letzteren an die Oberfläche gelangten. Ihre Entstehung wird durch unterirdische Einpressung (Intrusion, Injektion) der magmatischen Massen in jene älteren Gesteine erklärt, also durch vulkanische Vorgänge, welche nicht zum oberirdischen Ausbruche gekommen sind („Kryptovulkane“ oder „Lakkolithe“, Fig. 128).

In viel größeren Tiefen mögen die eigentlichen Tiefengesteine (Batholithe) entstanden und durch die gebirgsbildenden Kräfte gegen die Erdoberfläche emporgerückt worden sein, wobei sie die umhüllenden Gesteinsmassen verschoben haben mögen.

2. Alle auf Absätze zurüekzuftihrenden Gesteine faßt man als Sedi-mentge steine zusammen. Sind sie aus Lösungen niedergeschlagen, so nennen wir sie chemische Sedimente; alle übrigen aber werden

als mechanische Sedimente bezeichnet. Staubabsätze aus der Atmosphäre hat man äolische Sedimente genannt. Fast alle klastischen Gesteine sowie die Gesteine zoogener und phytogener Natur gehören hierher.

Die Sedimentgesteine sind geschichtet; das heißt, sie bilden plattenförmige oder bankförmige Übereinanderlagerungen, was die Folge des Absatzes, der Ablagerung in aufeinander folgenden Zeiträumen ist.

3. Die Entstehungsgeschichte der kristallinischen Schiefergesteine, zu welchen die ältesten und verbreitetsten Gesteine der Erde gehören, ist noch nicht völlig aufgeklärt. Man hat sie daher recht treffend als kryptogene Gesteine bezeichnet. Viele von ihnen dürften als im Laufe unberechenbarer Zeiträume uuter der Einwirkung von Wasser, Gebirgsdruck und Wärme umgewandelte (metamor-phosierte, metamorphische) Sedimentgesteine zu betrachten, andere (vor allem die Gneise) mögen immerhin ursprünglich gebildete Erstarrungsmassen der Erde sein.

Die wichtigsten Tatsachen, welche zur Annahme derartiger Umwandlungsprozesse geführt haben, wurden durch die zu beobachtenden Übergänge sicherer Sedimentgesteine in halb- und ganzkristallinische Schiefergesteine gewonnen. Anderseits gibt es aber auch Übergänge von den kristallinischen Schiefern zu den sicheren Massengesteinen.

Die mannigfaltigsten unter den Gesteinen sind die kristallinischen Massengesteine.

Das Material der kristallinischen Massengesteine bildet eine Reihe von Mineralien, welche man deshalb die gesteinsbildenden Mineralien nennt. Dieselben sind entweder für die einzelnen Gesteinsarten bezeichnende wesentliche Bestand- oder Gemengteile oder sie treten nur ab und zu neben anderen auf und heißen dann unwesentliche oder akzessorische Gemengteile. Die wichtigsten unter den wesentlichen Gemengteilen sind:

Quarz, Feldspate, Glimmer, Hornblenden und Augite, Leucit, Nephelin und Olivin, manchmal auch Turmalin und Granat. Es sind also neben Kieselerde (Quarz), durchweg Silikate. — Die Zahl der akzessorischen Mineralien ist eine viel größere. Außer den genannten kommen beispielsweise als häufige Beimengungen vor: Epidot, Zirkon, Cordierit (Dichroit), Disthen (Cyanit), Andalusit, Titanit, Apatit, Magnetkies, Pyrit, Magneteisen u. a.

Mineralien, welche einfache kristallinische Gesteine bilden, sind (außer vielen der schon genannten Arten): Chlorit, Talk und Serpentin, Calcit, Dolomit und Magnesit, Gips und Steinsalz, Siderit (Spateisenstein), Magneteisen und Roteisen¹).

Um Gesteine der Art nach bestimmen zu können, müssen vor allem die dieselben zusammensetzenden Mineralien mit Sicherheit unterschieden werden. Die Methode dieser Unterscheidung muß daher vor allem in Kürze angegeben werden. Sie kann, wenn die Bestandteile groß genug sind, mit freiem Auge oder mit Zuhilfenahme einer Lupe vorgenommen werden. Kristallform, Spaltbarkeit, Härte, Dichte, Glanz, Farbe und Strich (Farbe des Pulvers) sind die Eigenschaften, welche dabei bestimmend sind. Die Bestandteile können im ganzen, wie sie im Gestein eingeschlossen sind, bestimmt werden oder man zerkleinert das Gestein und sondert oder isoliert die Bestandteile. Dabei kann die verschiedene Dichte zur Trennung benutzt werden, etwa mit Zuhilfenahme schwerer Flüssigkeiten. (Nach J. Thoulet Kaliumquecksilberjodid: D = 3T06, nach R. Brauns Methylenjodid: D = 3'32.) Die Gesteinsbestandteile sind nur zum kleineren Teil von größerer Dichte; diese werden untersinken (Kiese, Magneteisen); die Silikate haben fast durchweg geringere Dichte und können durch Verdünnung der Flüssigkeiten, der Thouletschen durch Wasser, des Methylenjodids durch Benzol, und mit Hilfe von Probestücken von bekannter Dichte (V. Goldschmidts Indikatoren) der Reihe nach abgesondert werden.

Viel allgemeiner in Anwendung ist die mikroskopische Gesteinsanalyse. Dieser Weg wurde durch H. C. Sorb y mit Erfolg eingeschlagen, der (1858) Gesteinsstücke so dünn schliff, daß man sie mit dem Mikroskope (Fig. 129) im durchgehenden Lichte untersuchen konnte. F. Zirkel verallgemeinerte diese Methode und wandte sie systematisch zur Mineral- undGesteinsuntersuchung an. Durch Anwendung des polarisierten (das heißt in einer bestimmten Ebene schwingenden) Lichtes wurde dies möglich. Das polarisierte Licht wird erhalten

Setzung der Lithosphäre. Dieselbe würde aus folgenden Verbindungen und Elementen bestehen (in Prozenten) :

Kieselsäure .

Tonerde . .

Eisenoxyd .

Eisenoxydul Magnesia . .

Calciumoxyd .

Natriumoxyd .

Kaliumoxyd Wasser . . .

Titan säure . .

Zirkonerde . .

Kohlensäure .

Phosphorsäure Schwefel . . .

Schwefelsäure Chlor ....

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Bary umoxyd .

Strontium oxyd Manganoxyd .

Nickeloxyd . .

Chrom oxyd . .

Vanadinoxyd .

Lithiumoxyd .

Kohlenstoff . .

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Die Elemente treten in folgenden Mengen auf (in Prozenten):

Sauerstoff.........

Silicium..........

Aluminium.........

Eisen...........

Calcium..........

Magnesium.........

Natrium..........

Kalium ..........

Wasserstoff ........

Titanium .........

Kohlenstoff.........

Chlor...........

Phosphor .........

Schwefel..........

Baryum..........

Mangan ..........

Strontium.........

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Alle übrigen Elemente . . .

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•mittels der Nicolschen Prismen (aus Doppelspat hergestellt). Die durch den letzteren erhaltenen beiden Lichtstrahlen (o und e inFig.130) sind polarisiert, und zwar so, daß die Schwingungsrichtungen aufeinander senkrecht stehen.

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Fig. 129. Ein Mikroskop mit den Einrichtungen zur Untersuchung von Gesteinsdünn schliffen.

Mikroskop mit Polarisation: a der Analysator, d der Polarisator unter dem drehbaren Objekttische, c ein Nicol, der anstatt a in die Mikroskopröhre gesetzt werden kann.

Indem man den einen der Strahlen durch totale Reflexion entfernt(o in Fig. 131), erhält man nur den Strahl e insGesichtsfeld. W.Nicol erreichte dies auffolgende

Weise. An einem lang-säulenförmigen Doppelspatspaltungsstücke wurde der Winkel der oberen und unteren kleinen Rhomboederfläclie mit der kristallo-graphischen Hauptachse des Rhomboeders durch Abschleifen um 3° vermindert und normal auf die so erhaltene Schliffläche das Stück parallel zur größeren Diagonale des Rhombus durchschnitten. Die beiden Stücke wurden an den vollkommen eben geschliffenen Schnittflächen mit Kanadabalsam wieder vereinigt, wodurch eine den Strahl o total reflektierende Fläche erhalten wurde. Der Strahl e schwingt in der Richtung der kürzeren Diagonale der oberen und unteren Schliffläche, im „Hauptschnitt“, der total reflektierte aber in der Richtung der größeren Diagonale, also normal auf dem ersten. Setzt man ein zweites solches Prisma in derselben Stellung über das erste, so schwingt das Licht auch durch dieses hindurch und das Gesichtsfeld bleibt hell. In um 90° verdrehter Stellung aber wird der Strahl e aus dem ersten Prisma (dem Polarisator) an der reflektierenden Fläche des zweiten (des Analysators) total zurückgeworfen und es erscheint das Gesichtsfeld dunkel (Auslöschung des Lichtes).

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Fiff.131. Ein Nicolsches Prisma.

Fig. 130. Doppelspat-Spaltungsstück.

Fig. 132. Aufhellung des Gesichtsfeldes durch ein cfoppeltbrecliendes Medium.

Der Polarisator (d in Fig. 129) wird unter dem Tische des Mikroskops angebracht, der Analysator (a) in der Regel auf die Röhre des Mikroskops oben aufgesetzt. Beide sind um ihre Achse drehbar. Der zu untersuchende Dünnschliff wird auf den drehbaren Tisch des Mikroskops gelegt.

Die durchsichtigen Mineralien sind entweder einfach- oder doppeltbrechend. Einfach brechende ändern an ihrem Verhalten, wie es bei gekreuzt stehenden Nicols an und für sich entsteht, nichts, die Auslöschung bleibt bestehen. Ein doppeltbrechendes Mineral aber wird nur in bestimmt orientierten Stellungen die Auslöschung zeigen, dann nämlich, wenn die Schwingungsebenen, in welchen die im betreffenden Mineral durch die Doppelbrechung entstehenden beiden Lichtstrahlen schwingen, mit jenen der angewandten Nicols parallel stehen. In allen anderen Stellungen wird das vom Polarisator kommende Licht in dem zu untersuchenden doppeltbrechenden Medium „umpolarisiert“, d. h. es paßt sich jenen beiden Richtungen an; es kommt dann in ganz anderen Schwingungsrichtungen an den Analysator und kann wieder durch Anpassung (Umpolarisierung) diesen durchschwingen und das Gesichtsfeld wird an den betreffenden Stellen aufgehellt (Fig. 132). Dies vorausgeschickt, wird der Gang bei der Bestimmung des Kristallsystems des zu untersuchenden Minerals

leicht verständlich sein. Die zu untersuchenden Minerale und Gesteine müssen so dünn geschliffen werden, daß man durch dieselben kleingedruckte Schrift lesen kann. Der betreffende Splitter oder das durch die Schneidevorrichtung erhaltene Plättchen wird zuerst auf einer gußeisernen Platte (oder auf einer rotierenden Scheibe) mit Schmirgel oder Karborundum (SiC) ebengeschliffen und auf einer Glasplatte mit feinstem Schleifmittel poliert. Diese Fläche wird mit Kanadabalsam (der sorgfältig erwärmt wurde) auf ein Glastäfelchen gekittet und nun so lange geschliffen, bis das Plättchen die gewünschte Dünne (0⁻2—0'02 mm) erreicht hat, worauf man auch diese zweite Fläche poliert und sodann den Dünnschliff auf ein neues Glasplättchen (Objektträger) überträgt und mit einem dünnen Deckgläschen versieht.

Der Gang der Untersuchung ist folgender. Man untersucht zuerst den Dünnschliff ohne Anwendung eines Nicols und unterscheidet zunächst die undurchsichtigen von den durchsichtigen Mineralien. Undurchsichtig sind nur wenige Mineralien: Magnetit, Pyrit, manche Hämatite, Titaneisen u.a. Sie werden eventuell nach der Form ihrer Umrisse zu unterscheiden sein. Magnetit z. B. zeigt oft quadratische, Hämatit hexagonale Schnitte. Die durchsichtigen werden dann weiter zu untersuchen sein, und zwar zunächst nach der Form und Größe der Durchschnitte, nach ihrer verschiedenen Färbung, nach dem Auftreten etwaiger Spaltrisse usw. Dabei kann man in manchenFällen die Form in bezug auf ihre Symmetrie betrachten und die Winkel der Begrenzungslinien messen, ebenso die Winkel, unter welchen sich die Spaltrisse durchschneiden. — Auch die in den einzelnen Individuen etwa vorkommenden Einschlüsse können wahrgenommen werden. Diese sind entweder Gas, Flüssigkeit (manchmal mit beweglichen Libellen), Glas oder winzige Mineralkörperchen (Mikrolithe). Auch die Stärke der Lichtbrechung läßt sich nach der Breite der dunklen Umrandung (Fig. 155, S. 154) beurteilen. Dann schaltet man den Polarisator ein. Bei gewissen farbigen Gesteiusbestandteilen ist es der verschiedenartigen Absorption des Lichtes wegen nicht gleichgültig, in welcher Richtung das polarisierte Licht hindurchschwingt. Beim Drehen des Objekttisches mit dem darauf liegenden zu untersuchenden Individuum wird man in diesem Falle einen Wandel der Farbe wahrnehmen, das betreffende Medium ist dann pleochroitisch und wird sich dadurch von anderen ähnlich gefärbten unterscheiden lassen (Unterscheidung von Hornblende und Augit). Gewisse durchsichtige, gefärbte Minerale (z. B. Turmalin oder Sapphir) zeigen schon makroskopisch verschiedene Farbenabstufungen, je nachdem man sie nach der Hauptachse oder senkrecht darauf im durchgehenden Lichte betrachtet. Auch in Zwischenrichtungen ändert sich die Farbe. Auffallenden Pleochroismus (zwischen ölgrün und hyazinthrot) zeigt weiter mancher brasilianische Andalusit. Nun setzt man den Analysator auf die Röhre (er kann, wenn erwünscht, auch in die Röhre geschoben werden, c in Fig. 129, S.143) und untersucht bei gekreuzter Stellung der Nicols weiter. Dabei werden sich:

1.    die in allen Stellungen dunkel bleibenden Bestandteile als einfachbrechende oder isotrope Medien erweisen. Isotrop sind alle amorphen (Glas) und die tesseral kristallisierenden Mineralien (Flußspat, Hauyn, No-sean u. a.). Die ersteren werden unregelmäßige, die letzteren regelmäßige Umrisse erkennen lassen.

2.    Alle übrigen Durchschnitte werden doppeltbrechend, aniso

trop sein.

Bei diesen können nun folgende weitere Fälle unterschieden werden:

a)    Ein Teil der Durchschnitte von quadratischen oder hexagonalen Mineralien wird bei vollkommener Umdrehung des Tisches dunkel bleiben, wenn der Schnitt die Hauptachse dieser „optisch einachsigen“ Kristalle normal getroffen hat, während alle unter anderen Winkeln erhaltenen Kristallschnitte derselben Mineralien beim Umdrehen des Tisches viermalige Auslöschung erzeugen, und zwar immer dann, wenn die Symmetrielinien derselben mit einer der Diagonalen der Nicolquerschnitte parallel stehen. Man nennt dies die gerade (symmetrische) Auslöschung (Fig. 133). Die Mineralien mit quadratischen Querschnitten werden tetragonal (Rutil, Zirkon), die mit hexagonalen werden hexagonal kristallisieren (Calcit, Nephelin, Turmalin, Apatit).

b)    Alle Schnitte zeigen viermalige Auslöschung bei vollkommener Umdrehung des Tisches. Dies wird bei allen „optisch zweiachsigen “Mineralien der Fall sein, also bei den rhombisch, monoklin und triklin kristallisierenden.

Die rhombischen Mineralien, z. B. Hypersthen, Olivin, Andalusit usw., besitzen drei Symmetrieebenen, die sich normal durchschneiden. In den Richtungen dieser Symmetrieebenen zeigen sie gerade Auslöschung.

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Fig. 133. Gerade Auslöschung.

A A Schwingungsrichtung im Analysator (unten).

Fig. 134. Schiefe Auslöschung.

P P Schwingungsrichtung im Polarisator (oben).

Die monoklinen Mineralien haben nur eine Symmetrieebene und zeigen nur in Schnitten, die zu dieser normal liegen, gerade, in allen übrigen Richtungen „schiefe Auslöschung“(Fig. 134 ; z. B. Orthoklas, Hornblende, Augit, Diallag, Titanit usw.). Der Winkel der Auslöschungsschiefe läßt sich mit Hilfe der Gradeinteilungen am drehbaren Tische des Mikroskops leicht bestimmen.

Die triklinen Mineralien (z. B. alle triklinen Feldspate) haben keine Ebene der Symmetrie, sie sind asymmetrisch und zeigen in allen Schnitten schiefe Auslöschung. Erwähnt sei, daß es (Max Schuster 1881) gelungen ist, die auch in chemischer Beziehung verschiedenen triklinen Feldspate nach dem Grade der schiefen Auslöschung auf einfache Weise zu unterscheiden (optisch-chemische Analyse).

Der angegebene Weg gilt so einfach natürlich nur dann, wenn man orientierte Schüße erhält. Dabei gehen die Lichtstrahlen parallel durch das zu untersuchende Medium (orthoskopische Untersuchung). Dünnschliffe gewisser Minerale zeigen bei dieser Untersuchung infolge der durch den Analysator ermöglichten Interferenz der Lichtstrahlen von verschiedenen Weglängen Farbenerscheinungen ähnlich jenen dünner Plättchen (Interferenzfarben).

Ein weiteres Unterscheidungsmittel ergibt sich, wenn man im Mikroskope zwischen gekreuzten Nicols, nach Entfernung des Okulars, durch Einschaltung eines Linsensystems (des Kondensors) in der Mitte des Tisches über dem Polarisator und unter dem zu untersuchenden Objekte, das Licht in Lichtkegeln durch

das Medium schickt (konoskopische Untersuchung). Dabei kommt es nun in verschiedenen Abständen von dem Mittelpunkte des Gesichtsfeldes schiedenen Wegunterschieden des durchsehwingenden Lichtes und damit zur Interferenz der Lichtstrahlen. Dadurch erhält man — orientierte Schnitte vorausgesetzt — die farbigen, je nach der herrschenden Symmetrie verschiedenen Interferenzfiguren (Fig. 135 bis 137), welche je nach der Anordnung der Farben eine Bestimmung des Systems ermöglichen, indem diese Anordnung eine r; den Symmetrieverhältnissen entsprechende ist. Ein | auffallendes Verhalten zeigen normal zur Hauptachse geschliffene Quarzplatten infolge ihrer eigenartigen Kristallisation. Die Ebene der Polarisation wird je nach dem verschiedenen Bau der Quarzkristalle gegen links oder rechts gedreht. Das Interferenzbild ist nicht wie bei Fig. 135, sondern zeigt eine schön gefärbte Bildmitte, deren Färbung das eine Mal bei Rechtsdrehung des Analysators die Regenbogenfarben aufeinander

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Fig. 135. Interferenzbild eines optisch einachsigen (hexagonalen oder tetra-gonalen) Minerals.

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Fig.136.

Fig.137.

Interferenzbilder eines optisch zweiachsigen Mediums (rhombische, monokline

und trikline Minerale).

Die Ebene der optischen Achsen--liegt parallel

mit der Schwingungsrichtung des polarisierten Lichtes des einen der beiden gekreuzten Nicols.

Die Ebene der optischen Achsen--- liegt in

der Diagonalstellung zwischen den Schwingungsrichtungen der beiden gekreuzten Nicols.

folgend darbietet, das andere Mal bei Linksdrehung: rechts- und linksdrehende Quarze. Darauf und auf all die Einzelheiten der optischen Untersuchung näher einzugehen, würde hier zu weit führen.

Das Mengenverhältnis der Gesteinsbestandteile in den Dünnschliffen bestimmte A. Rosiwal (1898) mit Zuhilfenahme eines Netzliniensystems. (Liniengitter, geometrische Gesteinsanalyse).

Auch mikrochemische Untersuchungen, besonders gewisser Silikate, z. B. der Feldspate, sind unschwer durchzuführen. Ein besonders durch E. B orickÿ ausgebildeter Vorgang ist der mit Hilfe der Kieselfluorwasserstoffsäure, welche es z. B. ermöglicht, das Vorkommen von Kalium, Natrium und Calcium leicht festzustellen, nach den dabei sich bildenden Verbindungen des Kalium (Würfelchen), des Natrium (hexagonale Säulchen) und des Calcium (spindelförmige Kristalle)-

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Name

1. Quarz

(Fig. 138, 156 und 157).

2. Feldspate

(Fig. 189—143, 158—161)

Adular

Orthoklas

Sanidin

Mikroklin

Kalium-

Feldspate

Albit (Na-Fsp.) Anorthit(Ca-,, ) Oligoklas •    ©

Andesin Labradorit Bytownit ^

Na-Ca-

3. Amphibol

(Fig. 147, 162, 163)

Hornblende

Strahlstein

Tremolit

4. Augit

(Fig. 145, 146, 164 u. 165)

5. Diallag

6. Enstatit

7. Bronzit

8. Hypersthcn (Fig. 147)

Die wichtigsten gesteinsMldenden Mineralien

in der Reihenfolge

der kristallinischen Massen- und Scliiefergesteine nach ihrer Häufigkeit.

Kristallisation Härte

hexagonal, selten deutlich kristallisiert (in porphyrischen Gesteinen), meist inKörner-form auftretend

monokline:

(Orthoklase)

drüsig

derb, tafelig glasig, „ trikline:

J drüsig

glasig

derb

Plagioklase

monoklin

häuf. Zwillinge (Fig. 163)

lang-säulenför

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monoklin häuf. Zwillinge (beim gemeinen Augit)

(Fig. 165)

monoklin

rhombisch

(Orthaugite)

Dichte

2-65

2-53

Chemische Zusammensetzung

Andere Eigenschaften

Verhalten der Dünnschliffe im polarisierten Lichte

SiO,

(Si0₂ in sechsseitigen, tafelförmigen, kleinen, oft in Drillingen auftretenden Kristallen als Tridymit in jüngeren Ausbruchsgesteinen)

vor dem Lötrohre unschmelzbar, mit Soda gemengt zu einem Glase schmelzend durch HF ätzbar

wasserhell; Glas-u.Fettglanz Glas- (J) od. Fliissigkeits- (²) Einschlüsse

(¹)    Trachytische Gesteine.

(²)    Granitische Gesteine.

lebhafte Interferenzfarben imKonoskop (S. 147) rechts-oder linksdrehend

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6⁻5

bis

2-76

5—6    2-9

bis

KAlSi₃0₈ (Adnlar)

(KjO.AljOj.eSiOj)

vor dem Lötrohre schwer schmelzbar ; Zwillinge häufig (Fig. 159 u. 161)

lnterferenzfarben: blau, gelb

NaAlSijOg Albit (Ab)

CaAl₂Si₂0₈ Anortliit (An)

(Die Plagioklase oft mit etwas K) Gemenge von Albit und Anorthit: Ab bis Ab₃An = Oligoklas Ab₃An bis AbAn = Andesin AbAn bis AbAn₃ = Labradorit AbAn,, bis An = Bytownit

tafel-od.leistenförm. Schnitte Sanidin : glasig-rissige, tafelförmige Kristalle in jüngeren Ausbruchsgesteinen Q) Mikroklin: trikliner Kalium-Feldspat, makroskopisch wie Orthoklas aussehend, unter dem Mikroskope Zwillingsstreifung oder Gitterung zeigend

p) Manche Sanidine enthalten auch NaAlSi₃0₈: Anorthoklas oder ïfatronorthoklas (mit etwas Ca).

Orthoklas, meist trübe (durch Kaolinisierung) ; K₂Al₂Siß01G -f 2H₂0

—(K₂0 + 4Si0₂) H₄Al₂Si₂0₉ = Kaolin

trikline Feldspate: Zwillingsstreifung oder Gitterung Auslöschungsschiefe auf d.er

Basisfläche Längsfläche + 19°

0° 7' bis — 0° ?.?>'

Albit. . . . + 4° 30' Oligoklas bis Andesin

3° 34' „ — 12° 8' Labradorit,, — 14° 22' „ —27° 29' Bytownit „ — 24° 56' „ —32° 38' Anorthit „ —37»

„ — 36°_-

Basisfläche P und Längsfläche M (Fig. 160, S. 155).

+ nach rechts, — nach links.

³'³ CaMg₂(Fe₂)Al₂Si₃012 Na₂Al₂Si₄0₁₂

( CaMg₃Si₄012 \ CaFe₃Si₄012 CaMg₃(Fe)Si₄0₁₂

5—6    3-3 CaMgSi₂0₆ \

bis CaFeSi₂0₆ j MgAl₂SiOg CaAl₂Si0₆

4    3-3 +

3-1

3-5

Hornblende

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scher Augit

(wie Diopsid, bisweilen mit etwas A1₂0₃)

Mg₂(Fe₂)Si₂0₆ weniger als 5°/₀ FeO

(MgFe)₂Si₂0₆ 5—15% FeO

(FeMg)₂Si₂0₆ 15—30°/₀ FeO

br aun, gr Lin, grau bis schwarz (basaltische Hornblende), sechseckige Querschnitte, Spaltbark. n. d. Prismenflächen (/_= 124° 11')

vor dem Lötrohre zu Glas schmelzbar

Neigung zur Bildung von Mikrolithen u. von Asbest („Hornblendeasbest“) Uralit: aus Augit umgewandelte Hornblende Eiebeckit: Na- u. Fe-haltige Hornblende

Pleochroismus stark

Interferenzfarben wenig kräftig

im Dünnschliffe oft zonal grün (Fassait und Omphacit)

bisbraunschwarzu. schwarz Spaltrisse nach den Säulenflächen {/_— 87° 6') weniger entwickelt, Seckige Querschnitte

verschiedenfarbig

leicht schmelzbar

schwer- bis unschmelzbar

schwer schmelzbar

leicht schmelzbar (zu grünlichem Glase)

grün, seltener braun, schillernd, feinschaliger Auf bau lichte Farben

(oft in Talk umgewandelt) grün, braun mit metallischem Schiller dunkelfarbig

Interferenzfarben lebhaft (gelb, rot)

Pleochroismus sehr gering

Pleochroismus gering

Pleochroismus gering

lebhafte Interferenzfarben Pleochroismus gering

Pleochroismus stark

Name

Kristallisation Härte Dichte

Chemische Zusammensetzung

Andere Eigenschaften

Verhalten der Dünnschliffe im polarisierten Lichte

Glimmer:

9. Muscovit (Kaliglimmer) 10. Biotit (Meroxen) Magnesiaglimmer

monoklin (wie rhombisch)

(wie hexagonal)

2-3

KH₂Al₃Si₃0₁₂

(K₂0.2H₂0.3A1₂0₃.6Si0₂)

KH₂Al₃Si₃012 + 3(MgFe)₂Si0₄

hellfarbig; schmelzb. zu trüben Gläsern; mit Co-Lösungblau nach einer Richtung ausgez. spaltbar; elastisch; Spaltrisse Sericit: ein feinschuppiger Muscovit strahlige Aggregate; braun bis braunschwarz, öfters Bleichung durch Verlust des Eisengehaltes

(pleochroitische Zonen (Höfe) (lebhafte Interferenz(rot,gelb)

Pleochroismus in Längsschn. sehr stark (gelb—braunschw.) Querschnitte wie isotrop

11. Chlorit

monoklin (wie hexagonal)

2—3

2-8 +

H₄Mg₃(Fe₃)Si₂0₉

H₄Mg₂Al₂Si0₉

grün, gemeinbiegsam, schuppige Aggregate häufig in Pseudomorphosen nach Strahlstein, Granat, Olivin usw.

Pleochroismus deutlich; Interferenzfarben meist wenig entwickelt •

12. Talk

monoklin

2-7 +

H₂Mg₃Si₄0₁₂

farblos bis grünlichgrau

mit Co-Lösung nach dem Erhitzen vor dem Lötrohre lichtrosenrot werdend; wird vor dem Lötrohre hart (bis 6)

lebhafte Interferenzfarben (rot, gelb)

13. Olivin

(Fig.148u.166)

rhombisch

6-5—7

3-4 +

(MgFe)₂Si0₄

+ h₂o

— Mg(Fe)Si02 ^Mg₃(Fe₃)Si₂H₄0₉ == Serpentin ,

grün, braun, rötlich, durch HCl zersetzbar

starke Lichtbrechung viele Einschlüsse (Zersetzungserscheinungen ; Serpentinisierung)

kein Pleochroismus lebhafte Interferenzfarben (grün, rot)

14. Leucit (Fig. 149 u.

wie tesseral aussehend

5-5—6

2-5

KAlSi₂0₆, öfters mit etwas Na

150)

vor dem Lötrohre unschmelzbar, durch HCl zersetzbar, mit Co-Lösung nach dem Erhitzen blau werdend; reich an Ein-schlüssen(Mikrolithe,Magnetit; Glaseinschlüsse,Gasporen)

oft in Lamellen auslöschend

15. Nephelin (Eläolith) (Fig. 167)

hexagonal

5-5—6

2-6

Na(K)AlSi0₄

farblos, grau, grünlich, rötlich; durch HCl zersetzbar. — Mit HCl Kochsalzwürfelchen; mit Kieselflußsäure hexagonale Säulchen; vor dem Lötrohre schmelzbar

16. Hauyn (Nosean) (Fig. 151) Sodalith

tesseral

2-5 —

3 NaAlSi0₄ + (Na₂Ca)S0₄ (Hauyn)

tesseral

5-5

2-2 ±

3 NaAlSiO, +NaCl

Nosean mit dunkler Umsäumung

farblos, blau, grün bis schwarz vor dem Lötrohre schmelzbar

mit Soda geschmolzen auf Silber braunschwarzeFlecken (Hepar-Reaktion) mit HCl zersetzbar

17. Turmalin

rhomboedrisch

(hemimorph)

3-1 ±

A1₄B₆0₁₅.4 NaH₂Al₃Si₃012 = Alkali-Turmalin A1₄B₆0₁₅.2H₃Al₃Si₃0₁₂.2Mg₆Si₃Ol2 = Magnesia-Turmalin

braun, schwarz; gestreifte Säulen Sehr verwickelte chemische Zusammensetzung; K-, Li-, Fe-, Mn- und Ca-haltig

lebhafter Pleochroismus

auch

18. Zirkon

tetragonal

7-5

4-5 + Zr0₂ Si0₂

keine Einschlüsse; scharfe Ränder

Pleochroismus gering lebhafte Interferenzfarben (grün, braun)

19. Titanit

monoklin

5 +    3-5 CaSiTiO.

braune Kristalle; mit HCl zum Teile zersetzbar

geringer Pleochroismus

20. Apatit

hexagonal

5    3-2+ Ca₅F(P0₄)₃ + Ca,Cl(P0₄)₃

lange rechteckige Schnitte; starke Lichtabsorption

21. Granat (Fig. 152)

tesseral

3-4 (MgCaFeMn), (Al₂Fe₂Cr₂)Si₃0₁₂

bis

4-3

vor dem Lötrohre schmelzbar scharf umgrenzte Schnitte, erweist sich ab und zu als

häufig zonaler Bau

doppeltbrechend („optische Anomalie“)

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Fig. 141.

Fig. 142.

Fig. 143.

Fig. 138. Quarz, deformiert (korrodiert, abgeschmolzen) aus Quarzporphyr vom Brandleitetunnel im Thüringer-Walde. 12malige Vergrößerung.

Fig. 139. Plagioklas (Zwilling) im Augitporphyrit vom Weiselberg im Saarbrückener Gebiete. Bei gekreuzten Nicols. 34malige Vergrößerung.

Fig. 140. Labradorit (polysynthetischer Zwilling) aus einem Noritfindlinge von Zarskoje Selo bei St. Petersburg. Bei gekreuzten Nicols. Drehung um 20°. 22 malige Vergrößerung.

Fig. 141. Plagioklas-Kristall aus einem Pechstein von Hlinik in Ungarn. Umflossen von stromartig angeordneten, zum Teil förmlich gestauten Mikrolithen (Fluktuationsstruktur). 22malige Vergrößerung.

Fig. 142. Mikroklin von Arendal in Norwegen. Bei gekreuzten Nicols. Drehung um 12°. Deutliche Gitterung zeigend. 22 malige Vergrößerung.

Fig. 143. Sonnenstein (Oligoklas) von Tvedestrand in Norwegen mit Eisenglanz (heller) und Brauneisen- oder Limoniteinschliissen (schwarz). 12 malige Vergrößerung.

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Fig. 147.

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Fig. 148.

Fig. 149,

Fig. 144, Hornblende aus dem Syenit von Hemsbach im Odenwalde. Der Schnitt, normal auf der Hauptachse, läßt die bezeichnenden Spaltrisse erkennen. Smalige Vergrößerung.

Fig. 145. Augit Zwilling von Bali Effendi bei Sofia in Bulgarien. Bei gekreuzten Nicols. Der Schnitt, normal auf der Hauptachse, läßt die fast rechtwinkeligen Spaltrisse beobachten. 32 malige Vergrößerung.

Fig. 146. Augitkristall aus der Leucitlava der Somma des Vesuv. Der Schnitt, in der Richtung der Symmetrieebene, zeigt den zonalen Aufbau. 12malige Vergrößerung.

Fig. 147. Hypersthen aus dem Hypersthenit von der St. Paulsinsel an der Küste von Labrador. Mit Magnetiteinschlüssen. 20 malige Vergrößerung.

Fig. 148. Olivinkristall aus einem Pikrit von Freiberg bei Neutitschein in Mähren mit netzförmigen Umwandlungs- (Serpentinisierungs-) Zügen. 18 malige Vergrößerung.    —

Fig. 149. Kleine Leucit kr ist alle mit Magnetiteinschlüssen aus dem Leucitit vom Capo di Bove bei Rom. 100 malige Vergrößerung.

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Fig. 158.

Fig. 154.

Fig. 155.

Fig. 150. Leucitkristall aus einem Leucitit der Somma des Vesuv mit zonal angeordneten Glaseinschlüssen. 14malige Vergrößerung.

Fig. 151. Nosean. Korrodierter Kristall aus dem Phonolith vom Perlerkopf in der Laacher Seegegend. 23malige Vergrößerung.

Fig. 152. Kalkeisengranat (Melanit). Zonaler Aufbau. Aus dem Leucitophyr vom Eichberg bei Rothweil. 28 malige Vergrößerung.

Fig. 153. Mikrolithe, büschelförmig gruppiert („farnkrautartige“ Anordnung) in einem Pechstein von der schottischen Insel Arran. 40 malige Vergrößerung.

Fig. 154. Gaseinschlüsse in einem mexikanischen Obsidian. 22malige Vergrößerung.

Fig. 155. Gasblasen in würfelförmig und prismatisch umgrenzten Flüssigkeitseinschlüssen. Steinsalz von Wieliczka. ISmalige Vergrößerung.

Einige bezeichnende Kristallgestalten der im vorhergehenden charakterisierten Mineralien.

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Fig. 156.

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Fig. 161. Albit (verzwillingt).

Fig. 162. Hornblende (monoklin). Fig. 163. Hornblende-Zwilling. Fig. 164. Augit (monoklin).

Fig. 165. Augit-Zwilling.

Fig. 166. Olivin (rhombisch).

Fig. 167. Nephelin (hexagonal).

Fig. 156. Quarz (hexagonal).

Fig. 157. Linker (linksdrehender) Quarzkristall.

Fig. 158. Orthoklas (einfacher Kristall). Fig. 159. Orthoklas-Zwilling (Karlsbader Zwilling, monoklin). Fig. 160. Alb it (triklin).

Die Einteilung der kristallinischen Massengesteine wird in erster Linie nach den Bestandteilen vorgenommen. Weiter kommt aber auch die Art des Verbandes derselben in den Gesteinen: die Struktur oder das Gefüge, in Betracht, welche wieder von der Art des Erstarrens aus dem Schmelzflüsse herrührt. Die wichtigsten Strukturformen der kristallinischen Massengesteine sind:

Die vollkristallinische oder massige Struktur. Die Mineralbestandteile sind durchweg in kristallinischer Form ausgebildet, und zwar entweder grobkörnig (makrokristallinisch) oder feinkörnig, wobei die Bestandteile entweder mit freiem Auge oder mit der Lupe, oder mit dem Mikroskop mehr oder weniger deutlich ein kristallinisch-körniges Gemenge erkennen lassen: mikrokristallinische und kryptokristallinische Ausbildung. Gesteine der letzteren Form nennt man auch dicht. Dichte Massengesteine sind entweder felsitisch oder aphanitisch, je nachdem sie hell und kieselerdereich (70—50% Si0₂) oder dunkel und kieselerdeärmer (50—40% Si0₂) sind. Die verschiedene Struktur wird mit den Erstarrungsvorgängen in Verbindung gebracht und man nimmt an; daß die körnige Struktur um so vollkommener zur Ausbildung gekommen sei, je ruhiger, gleichmäßiger und langsamer die Erstarrung vor sich gegangen ist. Erfolgt die Erstarrung sehr rasch, so kommt es zur Herausbildung von amorphen, glasartigen (hyalinen) Massen, was man leicht experimentell erweisen kann. Schmilzt man vollkristallinische Gesteine, etwa Granit, und läßt man den Schmelzfluß rasch erstarren, so erhält man in der Tat glasartige Massen.

Treten einzelne Mineralien wohlausgebildet auf, innerhalb der dichten oder glasigen Masse (Grundmasse, Grundteig), so bezeichnet man eine derartige- Struktur als Porphyrstruktur. Dabei werden die eingeschlossenen Kristallindividuen (die Einsprenglinge) wohl als die zuerst erstarrten zu betrachten sein. Treten verschiedene Mineralien als Einsprenglinge auf, so werden diese, im allgemeinen nach ihrem Schmelzgrade, nacheinander aus der Grundmasse heraus kristallisiert sein und es kann somit von einer Art von Aufeinanderfolge (Sukzession) der Kristallbildung in massigen Gesteinen gesprochen werden. Im allgemeinen kann man in dieser Beziehung festhalten, daß die als größere Kristalle vorhandenen vollkommen ausgebildeten, in der Grundmasse schwebend auftretenden Minerale (bei Porphyren) gebildet wurden, als die Grundmasse noch im Schmelzflüsse sich befand. Auch die korrodierten Quarze (Fig. 138) zählen hierher, sie zeigen aber zugleich, wie diese Vorgänge verwickelt werden konnten durch Änderungen der physikalischen Verhältnisse. Wenn der Quarz der Granite zuletzt entstand, so wird man dabei wohl an die Verwandtschaft- und Mischungsverhältnisse der im Schmelzflüsse vorhandenen Grundstoffe denken müssen, unter welchen bei granitischem Schmelzflüsse ein Überschuß von Si0₂ sich ergab, nachdem die Silikate gebildet waren. Wir verfügen schon über viele Erkenntnisse über das Verhalten von Metallen in Schmelzflüssen, die zum Vergleich herangezogen werden können. Auch für natürliche Silikatschmelzen liegen viele Beobachtungen vor. (Man vergleiche Corn. Dölter, Handbuch der Mineralchemie, I, S. 628—804.) — In manchen Laven hat man solche Kristalle schwebend in der noch fließenden Masse angetroffen. Ein gutes Beispiel bietet Fig. 141. Man sieht ansehnliche Feldspatkristalle (Plagioklase) und erkennt, daß diese in einer glasartigen Grundmasse förmlich umflossen sind von Strömen, in denen vor allem winzige Kristallnädelchen, sogenannte Mikrolithe, auffallen. Eine Struktur dieser Art nennt man Fluß-, Flui dal- oder Fluktuationsstruktur.

Solche Mikrolithe sind besonders in glasigen Gesteinen (Obsidian, Pechstein) eine häufige Erscheinung (Fig. 141 und 153), sie bezeichnen den Beginn kristallinischer Ausbildung. Man hat diese Art der Ausbildung auch als Entglasung gedeutet. Manchmal entstehen etwa durch Aneinanderreihung solcher Mikrolithe haarartige Gebilde (Trichite) u. dgl. Die mineralogische Natur dieser Mikrolithe ist meist nicht festzustellen, es mögen Hornblende-, Augit-, Feldspat- oder andere Mikrokriställchen sein. Gewisse Hornblenden zeigen zuweilen unter dem Mikroskop ein Aussehen, so daß man an einen Aufbau aus solchen Mikrolithen denken möchte. In glasigen Gesteinen ist ferner das Auftreten von Glasbläschen eine recht häufige Erscheinung (Fig. 154).— In vielen Ausbruchs- oder Ergußgesteinen finden sich auch größere derartige Hohlräume. Solche Gesteine erscheinen dann blasig, zellig oder schwammig (blasige, zellige, schwammige Struktur, z. B. bei den Bimssteinen). Manche Kristalle umschließen mikrolithische Bildungen, Gasbläschen, mit Flüssigkeit gefüllte Hohlräume oder auch Glaskörperchen (Glaseinschlüsse) in großer Zahl. Die Flüssigkeitseinschlüsse lassen sich zuweilen durch bewegliche Gasbläschen (Libellen) deutlich erkennen. Der Quarz der Granite enthält oft solche winzige Flüssigkeitseinschlüsse in ungeheurer Zahl (man denkt dabei auch an flüssige Kohlensäure); der Quarz mancher trachytischen Gesteine dagegen ist reich an Glascinschlüssen. Der Leucit führt recht verschiedene solche Einschlüsse, oft gleichzeitig und in regelmäßiger, zuweilen zonaler Anordnung (Fig. 149 und 150). Im Steinsalz finden sich Salzwassereinschlüsse mit Sumpfgasbläschen (Fig. 155).

Eine eigenartige Struktur entsteht, wenn größere oder kleinere Hohlräume gewisser Ausbruchsgesteine (Diabas, Melaphyr und Basalt) nachträglich mit Mineralsubstanz erfüllt wurden, wie solche etwa durch Auslaugung des Gesteines und durch Wiederablagerung in den Hohlräumen gebildet wurde. Solche Ausfüllungen nennt man je nach ihrer Größe Mandeln oder Geoden, die Struktur aber Mandelsteinstruktur. Die häufigsten als Hohlraumfüllung auftretenden Mineralien

sind Quarz (Achat) in Quarzmandeln oder Achatgeoden (Fig. 168), aber auch Calcit und verschiedene Zeolithe (wasserhaltige Silikate).

Eigenartige Strukturformen entstehen durch das Auftreten radial oder schalig gebauter rundlicher, oft rein kugeliger Bildungen. Die sphärolithische Struktur weist solche radialgebaute Kugeln oder Kügelchen auf, die aus dem Materiale des Gesteines bestehen. Die Perlitstruktur, in manchen glasigen Gesteinen vorkommend, zeigt meist kleine bis erbsengroße konzentrisch-schaliggebaute Körner, welche dicht aneinander schließen. Die Glaskugelballungen scheinen beim Erstarren radialen Zugspannungen ausgesetzt gewesen zu sein, wodurch unregelmäßige konzentrische, ungemein feine Spaltrisse sich gebildet haben mögen.

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Fig. 168. Durchschnitt durch eine Achatgeode.

(Nach der Natur photographiert.)

Bei gewissen kieselsäurearmen Massengesteinen (Diabasen) finden sich innerhalb einer überaus feinkörnigen Grundmasse zahlreiche bis erbsengroße, harte, hellfarbige Kügelchen („Variolen“, Variolitstruktur). Diese Kügelchen bestehen aus Plagioklas-, Hornblende-, Augit- und Titaneisennädelchen, -leistchen und -körnchen, Anhäufungen mineralischer Substanz im Innern der Gesteine. — Mineralneubildungen vollziehen sich in vielen Gesteinen aus den Umwandlungsprodukten¹) derselben, welche von einer Stelle fort-

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Fig. 169. Quaderförmige Absonderung des Granites. Dreisesselberg im Böhmerwalde an der bayrisch-österreichischen Grenze.

(Nach einer Photographie.)

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Fig. 170. Plattenförmige Absonderung des Granites. Mädelsteine am Kamme

des Riesengebirges.

(Nach einer Photographie von H. Eckert in Prag.)

geführt und an anderen Stellen wieder zum Absätze gebracht werden können. (Migration und Migrationsstruktur.)

Manche Massengesteine zeigen innerhalb der gleichmäßigen Mengung der Mineralbestandteile verschieden große Einschlüsse, die an den Bruchflächen als flammenartig gebogene Streifen erscheinen, was man als schlierige Struktur bezeichnet hat. Diese Einschlüsse und Schlieren hat man teils als Ausscheidungen aus dem Magma, teils als umgeschmolzene Einschlüsse fremder Gesteinsmassen, teils als Injektionen in das noch nicht völlig erstarrte Hauptgestein zu erklären gesucht.

Eine eigenartige Struktur entsteht, wenn ein Gestein durch Druckwirkungen innerliche Zertrümmerungen und Zerquetschungen erlitten hat. (Kataklas- oder ,,Mörtel“-Gefüge.)

Von Bedeutung ist eine Erscheinungsform der kristallinischen Massengesteine, die durch die Art des Zerfalles derselben bedingt ist. Bei der Erstarrung oder auch später durch die Wirkung des Gebirgs-druckes werden die Gesteine durch Zugspannungen von Rissen, Klüften (Spalten) durchsetzt¹). Je nach der Anordnung dieser Risse ergibt sich eine verschiedenartige Absonderung der Gesteine. Verlaufen die Absonderungen unregelmäßig, so zerfallen die Gesteine in unregelmäßige polyedrische Stücke (Fig. 176, S. 172). Sehr häufig durchkreuzen sich die Klüfte in drei senkrecht oder annähernd senkrecht aufeinander stehenden Kluftsystemen; dadurch entstehen größere oder kleinere parallelopipedische Bruchstücke, welche beim Zerfall und durch nachherige Abwitterung wollsackartige oder quaderförmige Stücke ergeben (Fig. 169). Bei manchen Gesteinen bilden sich durch das Vorwalten eines der Kluftsysteme plattenförmige oder tafelförmige Stücke (Fig. 170) oder aber es werden bankige Massen von vielen ziemlich gleichweit abstehenden senkrechten Klüften durchsetzt, woraus die Säulen- (Fig. 171 und 172, S. 161 und 162) oder pfeilerförmige Absonderung resultiert (Fig. 171). Eine recht auffallende Absonderungsform ist die kugelige, welche besonders bei Verwitterungsvorgängen deutlich hervortritt (Fig. 172). Häufig sondern sich diese Kugeln in schaligen Stücken ab (kugelig-schalige Absonderung).

Technische Untersuchung und Verwendbarkeit der Gesteine. Die Bearbeitbarkeit und Verwendbarkeit der Gesteine für Bauzwecke ist von einer ganzen Reihe von Bedingungen abhängig²).

*) A. Daubrée (1880) hat dafür die Bezeichnung Diaklasen angewendet.

²) Steinbruchindustrie und Steinbruchgeologie von Dr. 0. Herrmann,

2. Aufl., Berlin 1916. — Gesteine für Architektur und Skulptur, von demselben,

2. Aufl., Berlin 1915.

Politurfähig und in unserem Klima politurbeständig werden vor allem harte, feste, spaltenlose, fein- und gleichkörnige granitische Massengesteine sein. Kalkgesteine und besonders die frisch bearbeitet so prächtig aussehenden Breccienkalke können, außen angewendet, ein klägliches Ende nehmen, wie wir an verschiedenen Beispielen an Wiener Monumentalbauten beobachten können. Man sehe sich beispielsweise die Breccienkalksäulen an der Fassade des Burgtheaters an. Wie herrlich erhalten sich solche Gesteine dagegen im Innern, wo sie vor den Unbilden des Wetters geschlitzt sind.

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¹

F. W. Clarke (Washington 1908) hat Schätzungen auf Grundlage der chemischen Analysen ausgefiihrt über die wahrscheinliche Zusammen-

²

Kaolinisierung der Feldspate (S. 14S); Serpentinisierung (S. 150 u. 153) der Magnesiumsilikate (Olivin, Hornblenden, Augite); Entstehung der wasserhaltigen Zeolithe aus wasserfreien Silikaten; Bildung von Chalcedon, Opal, Quarz usw. Der Calcit der Mandelsteine kann auf Zersetzung calciumhaltiger Silikate (etwa Plagioklase) zurückgeführt werden, wobei kohlensäurehaltiges Wasser mitwirkte.

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Fig. 171. Säulenförmige Absonderung des Granites.

Hans Heiling-Felsen an der Eger in Böhmen (Karlsbader Gebirge).

(Nach einer Photographie von H. Eckert in Prag.)

Porphyrartige oder grobkörnige Gesteine neigen zur Haarrißbildung. Kalk- und Quarzsandsteine mit kalkigem oder kalkigtonigem Bindemittel werden löcherig und in den Löchern siedeln sich besonders auf der Wetterseite bald Algen an: Grün- und Schwarzfärbung der Baugesteine¹).

i) E. Bachmann (1892) hat die Yerwitterungsvorgänge durch Algen und Pilze an kalkhaltigen Gesteinen studiert. Organische Säuren, humussaure Verbindungen, freiwerdende Kohlensäure wirken mit.

11

Toula, Geologie. 3. Aufl.

Die mittlere Härte eines Gesteines bestimmt man wohl am schnellsten durch das von mir vorgeschlagene und von A. Rosiwal zur Durchführung gebrachte Schleifverfahren. Eine bestimmte Menge eines in seinen Eigen-

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Fig. 172. Säulenförmige Absonderung des Quarzporphyrs im Eggentale (Bozen SO).

(Nach einer Photographie.)

schäften bekannten Schleifmittels (Normalkorund von 0‘2 mm Korngröße) wird bis zur Unwirksamkeit zum Anschleifen der plattigen Gesteinsprobe benutzt und aus dem Gewichtsverluste derselben die Abnutzung beziehungsweise das Maß des Widerstandes bestimmt. Kommt z. B. auch für die Prüfung von Pflastersteinen neben der Bohrmeißelprobe in Betracht.

Die Festigkeit der Gesteine hängt von der Natur der Gesteinsbestandteile, von der Kornbindung und von ihrer Porosität ab. Besonders geschichtete und geschieferte Gesteine werden auf den Schichtungs- und Schieferungsflächen das leichtere Eindringen des Wassers bedingen, wobei Durchtränkung bis zur Sättigung die Frostwirkung erhöht. Die Festigkeit „wassersatter“ Gesteine, z. B. der Granite, soll im Mittel um ^ der Trockenfestigkeit vermindert werden.

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Fig. 173. Kugelförmige Absonderung des Basaltes. Koslike bei Auperschin (Teplitz SO) in Böhmen. (Nach Justus Roth.)

„Erweichung“ werden Gesteine mit tonigen, mergeligen und erdigkalkigen Bindemitteln erfahren. Der Quotient aus der Festigkeit im nassen durch jene im trockenen Zustande wurde als „Erweichungskoeffizient“ bezeichnet.

Die Porosität, Lücken zwischen den Bestandteilen, ist bei Erstarrungsgesteinen auf Schrumpfungsvorgänge beim Erstarren, bei Sedimentgesteinen auf Un Vollständigkeiten des Bindemittels zurtickzufUkren.

11*

Für Bausteine, welche großen Druckkräften, z. B. Gebirgsdruck beim Tunnelbau¹), ausgesetzt werden, ist die Erprobung der Druckfestigkeit, die auch bei Pflastersteinen zu erheben ist, von Wichtigkeit. Glatte Würfel werden bis zum Zusammenbruch gepreßt. Die Druckfestigkeit steigt bei Basalt (bei 7 cm Würfelseitenlänge) nach F. Rinne (Gesteinskunde 1914) bis über 4000 und 5000 hg für das Quadratzentimeter und liegt bei granitischen Gesteinen zwischen 800 und 2500, bei Kalksteinen und Dolomiten zwischen 500 und 1200, bei Sandsteinen zwischen 200—800 hg Druck für das Quadratzentimeter. A. Hanisch (Wien 1892) hat eine große Zahl von Druckfestigkeitsproben an österreichischen Gesteinen vorgenommen. Außer der Dichte (spezifisches Gewicht) hat er auch die Porosität der Gesteine in Betracht gezogen, weil aus dieser und aus der Festigkeitsverminderung im wassersatten Zustande auf die Frostbeständigkeit Schlüsse zu ziehen seien. Die von ihm angewendeten Würfel hatten 5 cm Seitenlange und ergaben beispielsweise aus hunderten von Proben für einen

(im Mittelwert) hgjcm²

(im Mittelwert) kg/cm²

Diorit von Wischkowitz in Böhmen . 2780, wassersatt 2721

Dichte

Porosität (in Gew. %)

2-98

0*19

2144

Basalt von Muglinau in Schlesien . . 2605 Porphyr von Miękinia in Westgalizien 2260 Granit von Ostrov-Milin in Böhmen . 2084 dichten Kalkstein von Göstling in N.-Ö. 2147 dichten Kalkstein von Pisino in Istrien 1810    1953(!)

Sandstein von Kozy bei Biala in Galizien 1730 Kalkstein von Kaisersteinbruch

2006

1878

1777

1313

(im Leithagebirge) .

1227

1026

2-56    1-65

Die Zugfestigkeit der Gesteine ist verhältnismäßig gering und beträgt nach F. Rinne ■§-—der Druckfestigkeit. Die Biegungsfestigkeit ergibt nach derselben Quelle \—y¹^, die Scher- oder Schubfestigkeit aber im Mittel Jy der Druckfestigkeit.

A. Hanisch hat die verschiedenen Festigkeiten in Vergleich gebracht (Wien 1901) und gefunden in hgjcm²:

Druck-

festigkeit

für Porphyre (in Mittelwerten) 1835

1581

Zug

festigkeit

61

Biegungs- Schubfestigkeit festigkeit 192    120

„ Granit.......

„ kristallinischen Kalk . „ dichten Kalk . . . .

949

1003

46

51

61

156

127

148

116

79

83

„ Kalkkonglomerat . . „ porösen Kalksandstein „ Sandstein.....

618

159

990

44

17

23

79

36

69

senkrecht zum Lager

65

29

64

ebenso

senkrecht zum parallel zum _ Lager des Gesteins Gesteinslager

¹) Eine erwähnenswerte Erscheinung bildete beim Bau des Tauerntunnels das Knall- oder Bergschlaggebirge. Im granitischen Gesteine, das durchbrochen

Schon Vitruvius hat auf die Wichtigkeit hingewiesen, die Wetterbeständigkeit der Gesteine zu beachten, und hat die römischen Travertine erst nach längerer (mehrjähriger) Lagerung im'Freien in Gebrauch zu nehmen empfohlen. Die Veränderung der Oberfläche lange dem Wetter ausgesetzter Steine (Schwartebildung) läßt Schlüsse auf die Wetterbeständigkeit ziehen. Die Prüfung natürlicher Bausteine auf Wetterbeständigkeit hat J. Hirschwald (Berlin 1908) in einem großen Werke ausgeführt. (Man vergleiche auch sein Handbuch der bautechnischen Gesteinsprüfung, Berlin 1912.) Für unsere Klimate ist die Frostbeständigkeit von ganz besonderer Wichtigkeit. Dabei spielt die Wasseraufsaugungsfähigkeit der Gesteine eine große Rolle; sie hat das Abblättern, Abbröckeln, Absanden, unter Umständen den völligen Zerfall des Gesteins zur Folge. (Die Volumenvergrößerung des gefrorenen Wassers wird für 1 cmd Wasser auf L0908 cm³ angegeben.) Feine Haarrisse erweitern und vermehren sich dadurch. Gesteine, die in frostfreien Ländern sich als ungemein dauerhaft erwiesen, werden in unseren Klimaten zerstört. (Ägyptische Obelisken in Paris und New York!) Gesteine, die frisch und tadellos aus dem Bruche kamen, gehen am Tage unliebsamen Veränderungen entgegen. Als Beispiel kann der Monolith der Alexandersäule in St. Petersburg dienen, an dem Haarrisse entstanden, infolge der verschiedengradigen Ausdehnung der großen Feldspatkristalle nach den verschiedenen Richtungen.

Die Frostbestäudigkeit wird durch wiederholtes Gefrieren und Wiederauftauenlassen von mit Wasser durchtränkten Probewürfeln bestimmt, wobei man dieVerminderung der Druckfestigkeit ermittelt. Auch darüber liegen viele Beobachtungsergebnisse, von A. Hanisch an österreichischen Gesteinen angestellt, vor (Wien 1895), der seine Probewürfel 25 mal beanspruchte. Nach den Aufzeichnungen der Berliner Stationen hat sich im Laufe eines Jahres in der Zeit von 1884—1892 10—25maliger Wechsel von Frost- und Tauwetter vollzogen.

Bei den oben angeführten Gesteinstypen verzeichnet Hanisch die folgenden Ergebnisse: Der Diorit von Wischkowitz, der Basalt von Muglinau, der „Porphyr“ von Miękinia, der Granit von Ostrov-Milin und der Kalkstein von Pisino erwiesen sich als unverändert, der Kalk von Göstliug zeigte eine Verminderung der Druckfestigkeit um 7%, der Sandstein von Kozy um 13%, der Kalk von Kaisersteinbruch erwies sich als unverändert, nur eine kleine Ecke wurde beschädigt.

wurde, sprangen mit knallendem Getöse größere und kleinere plattige Trümmer ab, indem infolge des Gebirgsdruckes Auslösungen von Spannungen entstanden.

Die Frostbeständigkeit ist besonders bei Flyschsandsteinen eine weniger beträchtliche. Hanisch verzeichnet die Verminderung der Druckfestigkeit, abgesehen von der durch Wassersättigung bedingten, durch die Frostprobe auf 15—37% der Trockenfestigkeit, während Kalksandsteine in einzelnen Fällen bis zum Zerfall geführt wurden und sonst eine Verminderung der Trockenfestigkeit von 18—57% erfahren haben.

Daß auch LösungsVorgänge sich infolge der Einwirkung des kohlensäurereichen, in manchen Fällen auch Schwefel- und schwefelige Säure haltigen Regenwassers abspielen, ist selbstverständlich. In Gesteinen enthaltene Kiese und Siderite (Eisenkarbonate) werden in Brauneisen umgewandelt. — Hygroskopische Gesteine werden das Grundwasser aufsaugen und in die Höhe steigen lassen, was dann Sicherung der oberirdisch gelegenen Mauern durch wasserundurchlässige Einlagerungen notwendig machen wird. Deshalb sind z, B. Flyschsandsteine mit kalkig-tonigem Bindemittel für Grundmauern, wo Grundwasser oder Bodenfeuchtigkeit in Frage kommt, unvorteilhaft.

In bezug auf das Verhalten der Gesteine gegen das Wasser unterscheidet man ganz allgemein wasserdurchlässige und wasserundurchlässige Gesteine. Wasserdurchlässig sind reich zerklüftete und ungebundene Trümmergesteine, wie Breccien, Schotter und Sande. Wasserundurchlässig sind z. B. unzerklüftete granitische Gesteine, ferner auch die Tone, die, wenn mit Wasser vollgesogen, plastisch werden können, dann aber ein weiteres Eindringen des Wassers verhindern. Die Wichtigkeit dieser Verhältnisse für Quellenbildung wurde an anderer Stelle (S. 73 ff.) erörtert. Bei vielen Bauanlagen spielen diese Verhältnisse wichtige Rollen. Man denke nur an die Schwierigkeit von Fundierungen auf tonigem Untergründe, an die Aufquellungsvorgänge von naß werdenden tonigen Gesteinen dort, wo ihre dadurch bedingte Volumenvermehrung zu Aufquellung und Bewegung oder zur wirksamen Ausübung der dadurch geweckten Druckkräfte führen kann, wie in Bergwerken, Tunnels, Einschnitten usw. Aus tonigen Materialien aufgeschüttete Dämme neigen zur Bewegung. Der Autor erinnert sich, bei Grasseth unweit Elbogen in Böhmen einen solchen Damm vollkommen auseinandergeflossen gesehen zu haben. Er war aus tonigen (A/pm-Schiefern aufgeschüttet worden. Der Einschnitt zwischen Meidling und Hetzendorf in Groß-Wien hat lange Jahre nicht zur Ruhe kommen wollen und auch der Eisenbahndamm bei Hetzendorf aus Ton der Congerienschichten hat die Neigung nur zu deutlich erkennen lassen, sich zu verbreitern. Die tonreichen Flyschmergel sind an vielen Stellen, wo man sie an-

Tabellarische Übersicht über die kristallinischen Massengesteine.

C. Feldspatarme oder feldspat-freie Gesteine

B. Plagioklas-Gesteine

(Orthoklas z. T., Nephelin oder Leucit z. T.)

Hornblende, Biotit, Augit (Diallag, Enstatit und Hypersthen) | Augit, Diallag, Enstatit, Magneteisen

Olivinreich

Olivinhaltig

Olivinfrei

Quarzhaltig oder quarzfrei

Peridotite

(Pikrit und Lherzolith)

Pikrit-Porphyrit

Nephelin-, Leucit-, Hauyn-Basalt, Melilith-Basalt, Nephelinit, Leucitit, Magmabasalt oder Limburgit

20

Basische Gläser

Olivin-Diabas

Diabas,

Teschenit

Gabbro, Norit

Diorit

Melaphyr

Diabas-Porphyrit

Diorit-

Porphyrit

Glasiger Porphyrit

Plagioklas-Basalt

Augit-

Andesit

Nephelin oder Leucit: Tephrit und Basanit

42

48

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2-5

16,

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2-8— 3-5

12

A. Orthoklas-Gesteine

(Plagioklas z. T., Nephelin od.Leucit z. T.)

Muscovit, Biotit, Hornblende (Augit)

Quarzfrei

Quarzhaltig

Syenit, Elaeolith-(N ephelin)-Syenit

Quarzfreier Porphyr, Syenit-Porphyr

Granit

Granit-Porphyr,

Quarz-Porphyr

Glasiger Porphyr

Vitrophyre und Pechsteine

Hornblende-

Glimmer

(Sanidin führend)

Trachyt, Nephelin- und L eucit-Phonolith, Leucitophyr

Quarz-Trachyt, Liparit, Ilhyolith

Saure Gläser (Trachyt-Pechstein, Obsidian, Bimsstein)

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2-5—2-7 +

Geolog. Struktur Alter

Kristallinisch-

körnig

(Tiefengesteine)

Porphy risch

Glasig

Körnig oder porphy risch

Glasig

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Al₂0₃(Fe₂0₃)

K₂0, Na₂0

CaO, MgO

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Dichte

schneiden mußte, in Bewegung- geraten, sowohl bei den Bahnen über den Apennin als auch in den Karpathen (Tunnel von Lupkow).

Daß den Gesteinen ein gewisser Grad von Luftdurchlässigkeit eigen ist, braucht nur erwähnt zu werden. Die Bedeutung dieser Durchlässigkeit für den Wohnhausbau und für die natürliche Ventilation ist hinlänglich bekannt. Daß die Verkleidung von Wohnhausbauten mit Gesteinen von mangelnder Luftdurchlässigkeit (polierte Porphyre und Granite) hygienisch bedenklich sein kann, soll nur angedeutet werden. (Man vergleiche Max v. Pettenkofers Arbeit: Über den Luftwechsel in Wohngebäuden, 1858.)

Eine Bedeutung hat neuerlich auch die Brand- oder Feuerfestigkeit der Gesteine erhalten, indem z. B. bei einem Brande in Wien (1903) die „winterkalten“ freitragenden Stiegenstufen aus „Karststein“ zum Bersten gebracht wurden. Man hat anderen Ortes auch die Erfahrung gemacht, daß die plötzliche Temperaturveränderung durch das Löschwasser („abschrecken“) sich als sehr schädlich erwies. Sehr schlecht bestand bei Bränden auch der Granit.

I. a) Die kristallinischen Massengesteine.

I. Granitische (Tiefen- oder plutonische) Gesteine.

Zu diesen gehören die ältesten und am weitesten verbreiteten vollkristallinischen Massengesteine. Zum größten Teil in der Tiefe erstarrte Gesteine: „Tiefengesteine“ (S. 140).

Wenn wir derartige Gesteine heute an die Oberfläche treten und Gebirge bilden sehen, so haben wir dies durch einen im Laufe der geologischen Zeiträume erfolgten Abtrag der Deckgesteine zu erklären.

Granit ist ein grob- bis feinkörniges Gemenge von Orthoklas (zuweilen auch Plagioklas führend), Quarz und Glimmer. Der Quarz ist häufig reich an Flüssigkeitseinschlüssen. Der Orthoklas ist gewöhnlich vorherrschend. Der Glimmer ist teils Muscovit, teils Biotit und wird zuweilen teilweise durch Hornblende oder durch Augit ersetzt.

Der Granit kommt sowohl in großen Massen als Gebirgsgranit als auch in der Form von Gängen als G an g granit vor. Der Gebirgsgranit bildet Zentralmassen oder Zentralstöcke in den Alpen (Mont Blanc, St. Gotthard usw.), in den Karpathen (die Hohe Tatra), im Riesengebirge, Erzgebirge, Karlsbader Gebirge, im Böhmerwalde, im Thüringerwalde, im Harz usw.

Der Granit der Sierra Nevada in Nordamerika soll jurassischen Alters sein. Auf Elba und in den Pyrenäen sollen Granite sehr jungen

(tertiären) Alters auftreten. Dort, wo die Granitstöcke an alte kristallinische Schiefer grenzen, schicken sie Gänge oder auch kurze Ausläufer (Apophysen) in diese Nachbargesteine.

Einige der wichtigsten Abarten des Granits sind:

Der porphyrähnliche Granit oder Kristallgranit, mit großen Orthoklaskristallen („Karlsbader Zwillinge“). Der Wiener Pflasterstein ist ein grauer oder gelblicher, feinkörniger, biotitreicher Granit, häufig mit einzelnen größeren Orthoklaskristallen. Er wird in zahlreichen Steinbrüchen zwischen Linz und Krems an der Donau, hauptsächlich bei Mauthausen, gebrochen.

Der Gran it it (Biotitgranit) ist ein Plagioklas führender Granit mit Magnesiumglimmer, der nicht selten auch etwas Amphibol enthält. Er ist die häufigste Granit-Abart. Der rote ägyptische Granit von Assuan (Syene) gehört hierher. Die alten Ägypter haben ihn zu ihren Obelisken und zu ihren Palast- und Tempelbauten verwendet. Der Obelisk von Luxor besteht aus einem Stück. Er ist ungefähr 50 m hoch. Der Tempel der Neith (Athene) zu Sais ist aus einem Blocke herausgemeißelt, mit Abmessungen von 9:6:4m (216 m³). Auch der fleischrot gefärbte finnländische „Rappakiwi“ (das heißt der „faule Stein“), das Material der St.Petersburger Monumentalgebäude, gehört hierher. Er besteht aus Orthoklas, Oligoklas, Biotit und Quarz und wird porphyrartig durch das Auftreten von großen roten Orthoklasen, die mit Hüllen von grünlichem Oligoklas umgeben sind. Die Alexandersäule ist das größte aus einem Block erzeugte Monument der Gegenwart. Sie ist 26 m hoch und hat 4'2m im Durchmesser. (Ursprünglich war die Säule 38 m hoch, konnte jedoch nicht befördert werden, denn sie war ungefähr 1400 Tonnen schwer). Die Isaakkirche ist aus diesem herrlichen Material erbaut, mit 56 Säulenmonolithen, jeder 20 m hoch und 2 m im Durchmesser. Ein Granitblock (erratisch) trägt das Monument Peters des Großen. Derselbe mißt 12'5 :10-8 :6'3 m.

Der Protogin der Alpen führt einen hellgrünen Sericit (einen feinschuppigen, Talk oder Chlorit ähnlichen Muscovit). Die Protogin-granite neigen in ihrer Struktur gegen gewisse kristallinische Schiefergesteine (Protogingneise), einzelne Bestandteile erscheinen geknickt (Kataklasstruktur), andere wie ausgewalzt, was man auf Wirkungen des Gebirgsdruckes zurückgeführt hat („Dynamometamorphose“, siehe S. 187).

Der muscovitreiche Peg mat it oder Riesengranit besteht aus manchmal außergewöhnlich groß entwickelten Kristallen und enthält oft Turmalin (Turmalinpegmatit), Beryll und andere Mineralien. Von Theusing im Karlsbader Gebirge, Wottawa im Böhmerwalde, Bodenmais bei Zwiesel im Bayrischen Walde. Der Schriftgranit (Fig. 174)

zeigt regelmäßige Durchwachsung von Orthoklas und unvollkommen ausgebildetem Quarz, welch letzterer auf den Bruchflächen eckige

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Fig. 174. Schriftgranit von Zwiesel in Bayern. (Nach Fr. Leydolt.)

schriftähnliche Durchschnitte bildet; ausgezeichnet in kleineren Vorkommnissen zu Bodenmais in Bayern, Lomnitz im Riesengebirge, bei Preßburg usw.

Glimmerarme, feinkörnige Granite (Aplite) treten als Ganggranite auf. Hornblendereichere Granite werden den Syeniten ähnlich (Horn-

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Fig. 175. Kugelgranit aus Finnland. Erratischer Block.

Original im k. k. naturh. Hofmuseum in Wien (mineral. Abteilung). ¹/₈ der natürlichen Größe. Hach einer Photographie.)

blendegranite, Syenitgranite). Sehr feinkörnige Granite mit größeren Einsprenglingen könnte man Porphyrgranite nennen; sie stellen eine Art von Übergang zu Granite mit Ausscheidungen von sphärischer radialstrahliger Anordnung der Bestandteile hat man Kugelgranite genannt (Schweden und Finnland, Fig. 175).

den typischen Porphyren her.

Ein eigenartiges Gestein der Granitfamilie ist der Greisen der Zinnerzgebiete (im Erzgebirge, in Cornwall und auf Banka): ein granitischkörniges Gemenge von Quarz und Glimmer (Lithionglimmer). Man hat ihn als eine bei den Erstarrungsvorgängen des Granits beeinflußte Ausbildung der äußeren Teile der Granitmasse erklärt („Kontaktmetamorphose“, s. auch S. 185). Als eine Folge des Kontaktes erklärt man auch das Eisenglanzvorkommen von Elba.

Die Granitberge sind, der verhältnismäßig leichten Verwitterbarkeit (Kaolinisierung der Feldspate) wegen, häufig rundrtickig und mit Blöcken (Verwitterungskernen) bedeckt („Blocksberge“, „Felsenmeere“, Fig. 176). Pfeiler- und quaderförmige Absonderungsformen treten an Granitfelspartien auf (Fig. 169—171): Hans Heilingfelsen bei Karlsbad, Dreisesselberg im Böhmerwalde, die Mädelsteine am Kamme des ftiesengebirges usw. Der granitische Hauptkamm der Tatra dagegen ist im Bereiche der ehemaligen Vergletscherung durch außerordentliche Steilheit und Wildheit der Bergformen ausgezeichnet.

Syenit¹) ist ein Gemenge aus Orthoklas und Hornblende, er führt manchmal auch Oligoklas und schwarzen Magnesiumglimmer. Dieser kann die Hornblende ganz oder beinahe ganz verdrängen (Glimmersyenit). Der Quarz tritt ganz zurück; als Übergemengteil zeigt sich bisweilen Zirkon (Zirkonsyenit) und Titanit. Auch Magneteisen findet sich recht häufig. Typischer Hornblendesyenit tritt bei Dresden im Plauenschen Grunde auf, Glimmersyenite in den Vogesen, Augitsyenite (Monzonite) im Fassatale im Südosten Tirols, diese oft reich an Plagioklas, sie sind, auch Hornblende, Biotit, zuweilen Nephelin und Olivin führend, überhaupt in ihrer Zusammensetzung schwankend. An Nephelin (Eläolith) reich ist weiter der Miascit von Miask im Ural, der Ditroit aus Siebenbürgen u. a. Das Gestein von Ditró enthält auch blauen Sodalith (ein tesserales, Chlornatrium haltiges Natrium-Aluminium-Silikat).

Granit und Syenit zeichnen sich, wenn frisch, das heißt unverwittert, durch Härte, Politurfähigkeit, Tragfähigkeit und Wetterbeständigkeit aus. Diese Gesteine lieferten von je die größten Werkstücke und Monolithe.

Diorit, ein deutlich körniges bis kryptokristallinisehes Gemenge von Plagioklas und Hornblende. Er findet sich in weniger großer

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Fig. 176. Felsenmeer im Böhmerwalde.

(Nach einer Photographie von H. Eckert in Prag.)

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Ausdehnung, oft von Plagioklas-Hornblende- (Diorit-) Schiefern begleitet, im Mährischen Gesenke, in den Sudeten, im Erzgebirge, im Bayrischen Walde, am Kyfihäuser, im Odenwalde, Schwarzwalde, bei Klausen in Tirol usw.

.Der Anorthit führende Kugeldiorit oder Korsit von Sartene in Südkorsika besitzt partienweise kugeligschalige Anordnung der Gemengteile ähnlich jener bei den schon erwähnten Kugelgraniten.

Glimmerdiorit besteht aus Plagioklas, Hornblende und Magnesiumglimmer. Er kommt in gangförmigen Massen im Böhmerwalde, im Fichtelgebirge und im Karlsbader Gebirge vor.

Ein quarzreicher und Biotit neben Hornblende enthaltender granit-ähnlicherDiorit ist der Ton alit des Adamellostockes, dessen geologisches Alter als mesozoisch (Trias-Lias) oder neuerlichst als noch viel jünger, als mit der Aufstauchung der Alpen im Tertiär in Verbindung stehend, aufgefaßt wird. Es gibt auch Quarzglimmer- und Quarzaugitdiorite.

Diabas²), ein körniges bis fast dichtes Gemenge von Plagioklas (Labradorit) und Augit; manchmal auch olivinhaltig (Olivindiabas). Der Augit ist oft weitgehend zersetzt und teils in chloritartige Substanz, teils in faserige Hornblende („Uralit“) umgewandelt; akzessorisch findet sich Chlorit und Magneteisen. Kommt vor am Harz, in Nassau, Sachsen, im Fichtelgebirge; in Böhmen, unweit Prag usw. Die pyrenäischen Ophite gehören hierher, ihr Augit ist zumeist uralitisiert.

Dichte Diabase nennt man Aphanite; sie werden zuweilen durch Druckmetamorphose schieferig (Diabasschiefer, Grünschiefer und gewisse chloritische Schiefer) und variolitisch (Perldiabas). Es gibt auch Di a bas man deisteine. In Diabasgebieten sind ferner Diabastuffe, tonige, erdige (stark zersetzte) Anhäufungen verbreitet.

An die Diabase sollen angeschlossen werden: die Familie der Diallag führenden Gabbrogesteine, Gesteinsarten, welche neben Kalkfeldspat auch rhombischen Augit und Hornblende enthalten und in olivinfreien und olivinhaltigen Varietäten Vorkommen; die Hypersthen und Anorthit führenden Norite (Hypersthenite), der Schillerfels (mit in schillernden Bastit umgewandeltem Enstatit oder Bronzit); von geologisch jüngeren (nach der Kreide entstandenen) Gesteinen der Teschenit (nach Teschen in Schlesien so genannt), der neben Plagioklas, Hornblende, Augit und spärlichem Biotit offenbar als Umwandlungsprodukt einen Zeolith (Analcim), ein wasserhaltiges Natrium-Tonerde-Silikat, in beträchtlicher Menge beobachten läßt.

Die nordwestkarpathischen Pikrite und jene des Fichtelgebirges, sowie die Lherzolithe der Pyrenäen (Lherz) und Piemonts bestehen neben Olivin aus Bronzit, Diallag und Chromeisen. Beim Lherzolith findet sich zum Teil auch Picotit, ein chromführender Spinell. Der

Dunit in den Dun Mountains bei Nelson auf Neuseeland ist nur aus Olivin und Chromit zusammengesetzt. (Siehe unten das Gestein von Kraubat.) Der Pikrit enthält auch Augit, Biotit und Hornblende.

Die letztgenannten Gesteine bezeichnet man als Peridotite (von Peridot = Olivin). Sie neigen sehr zur Serpentinisierung.

Der Serpentin, der in seiner Entstehung auf zersetzte (umgewandelte, serpentinisierte) magnesiumreiche Silikate (Olivin, Hornblenden, Augite) zurückgeführt wird, tritt gelegentlich als Gebirgs-gestein auf (z. B. bei Kraubat in Steiermark, als umgewandelter Olivinfels). Er ist meist von grüner bis grünschwarzer Farbe, oft auch fleckig und streifig und dabei dicht oder feinkörnig. Serpentin ist ein wasserhaltiges Magnesiumsilikat von geringer Härte (3—4), welches häufig Überbleibsel des ursprünglichen Materiales, aber auch andere Zersetzungsprodukte: Chromeisen, Magneteisen, Pyrop, Bronzit, faserigen Serpentin, Kalk, Magnesit umschließt. Kalkstein von Serpentin durchsetzt, oder Serpentin mit Kalkspatadern, oder Brec-cien von Kalkstein und Serpentin werden als Ophicalcit oder als Verde antico bezeichnet. —

Alle vollkristallinischen Gesteine der Granitreihe sind teils zu porphyrähnlichen Ausbildungen geneigt, teils finden sie sich geradezu vergesellschaftet einerseits mit den Porphyren (Granit, Syenit), anderseits mit den Porphyriten (Diorit, Diabas, Pikrit).

2. Porphyrische Gesteine.

Quarzporphyr oder Felsitporphyr hat eine lichte (felsitische), häufig rötliche, rotbraune oder auch grünliche Grundmasse, in derQuarz-

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Fig. 177. Ungeschliffener Quarzporphyr.

(Nach der Natur gezeichnet.)

und Orthoklaskristalle eingesprengt sind(Fig. 177). Er bildet entweder mächtige deckenförmige Massen, wie in Südtirol bei Bozen (Eggental, Fig. 172, S. 162), in Sachsen bei Leipzig, bei Halle, oder er tritt in Lagergängen und in Kuppen auf, wie im Thüringer Walde (Fig. 327, S. 326). Eine große Porphyrmasse durchquert, nördlich von Teplitz, förmlich das Erzgebirge. Die Quarzporphyre gehören der Zeit ihres Durchbruches nach hauptsächlich der Dyas an, doch fehlt es auch nicht an älteren und etwas jüngeren (triadischen) Vorkommnissen.

Auch im französischen Zentralplateau im Westen und im zentralen Balkan im

Osten sind Porphyre verbreitet. In Porphyrgebieten finden sich zuweilen auch löcherige Porphyre mit Quarzauskleidungeu in den Hohlräumen (Mühlsteinporphyr, z. B. im Thüringer- und im Odenwalde), ferner Porphyrtrümmergesteine, wie Breccienporphyre und Porphyrtuffe. Letztere sind wenigstens zum Teil Sedimente aus porphyri-schem Material.

Die Ausbildung der Felsitporphyre mit amorpher, glasartiger (hyaliner) Grundmasse nennt man Pechsteinporphyr, Vitrophyr.

Wie schon erwähnt, sind die typischen Quarzporphyre mit den Graniten durch Übergänge verbunden: die überaus feinkörnigen Mikrogranite und die ebenso feinkörnige Struktur annehmenden Grano-pliyre, bei welchen die Feldspate und Quarze sich gegenseitig durchdringen, etwa nach Art der Schriftgranite, Gesteine, welche vielfach in Apophysen und in Gängen auftreten. Der Porphyrgranit und die Granitporphyre (mit ausgesprochen porphyriseher Struktur) sind Glieder einer Übergangsreihe. Die Porphyrpechsteine oder Pechsteinporphyre aber bilden gewissermaßen Endglieder dieser großen Reihe.

Die felsitische Grundmasse tritt zuweilen auch ohne Einsprenglinge auf: Felsitfels oder Pechstein.

Zu den quarzfreien Syenitporphyren (Orthophyren des Saar-und Nahegebietes und des Thüringerwaldes) gehören die Rhombenporphyre Norwegens (Christianiagebiet) mit rhombisch umgrenzten natronreichen Orthoklaskristallen (Anorthoklas).

Dioritporphyrit nennt man die meist dunklen, Plagioklas, Hornblende und Glimmer führenden porphyrischen Gesteine. Dioritporphyrite finden sich in Sachsen, am Harz, im Thüringerwalde, in Skandinavien (Elfdalen) und in Ägypten am Dschebel-Dokhan, wo im Altertum der geschätzte „rote Porphyr“ (Porfido rosso antico) gebrochen wurde. Hornblendeporpliyrite treten in Gängen und Decken auf und stehen zuweilen, z. B. in Südtirol, mit Porphyritpechsteinen in Verbindung.

Der sogenannte „schwarze Porphyr“, woraus die Ägypter die schwarzen Statuen machten, gehört zu den Dioritporphyriten. Er wurde zwischen Assuan und der Insel Phylae gebrochen.

Diabasporphyrit besteht aus Augit und Labradorit; ist der Augit in größeren Kristallen ausgeschieden, so spricht man von Augitporphyrit, im anderen Falle von Labradorporphyrit. Er findet sich sehr schön in Südtirol (Augitporphyrit der Seißeralpe), am Harz, im Thüringerwalde, in Nassau usw.

Der „grüne Porphyr“ der Alten (Porfido verde antico) ist ein feinkörniger Diabas mit größeren grünlichen Plagioklaskristallen.

Er stammt aus Morea (von Marathonisi). Ähnliche Gesteine kennt man auch vom Osthange des nördlichen Ural.

Melaphyr, ein sehr feinkörniges Gemenge von Plagioklas, Augit, Olivin mit Magneteisen und oft einer glasigen Zwischensubstanz (Basis). In untergeordneten Ergußmassen und Gängen ziemlich verbreitet, so am Fuße des Riesengebirges in Böhmen, am südlichen Hunsrück, am Harz, im Thüringerwalde usw.

Der Melaphyr zeigt häufig Mandelsteinstruktur. Schöne Achatmandeln finden sich ausgewittert z. B. am Kosakowberg bei Turnau in Böhmen, am Galgenberg bei Oberstein und im benachbarten Idar im Fürstentum Birkenfeld. Das Hauptmaterial für die alte deutsche Achatindustrie kommt heute aus Südamerika und Indien.

3. Trachytische Gesteine.

Quarztrachyt, ein Gemenge aus Quarz, Sanidin, Glimmer und Hornblende, oft in einer felsitischen oder rhyolithischen Grundmasse. Der Quarz der Quarztrachyte ist hell und oft reich an Glaseinschlüssen. Er tritt nicht selten in der Form von hexagonalen Doppelpyramiden (in Dihexaedern) auf. Der Sanidin erscheint gewöhnlich in tafelförmigen Zwillingen. Der Kieselsäuregehalt steigt bis auf 77 Prozent. Liparit wird das Gestein nach den Liparischen Inseln genannt. Als Rhyolithe wurden die Quarztrachyte der ungarischen und siebenbürgischen Trachytgebirge bezeichnet.

Trachyt im engeren Sinne ist ein Gemenge von Sanidin (Plagioklas zum Teil), Hornblende und Glimmer. Viele dieser Gesteine haben ein rauhporöses Aussehen, andere aber auch eine felsitisch dichte, ja häufig mehr oder weniger glasige Grundmasse.

Die Quarztrachyte sind wie die typischen Trachyte oft löcherig; große Hohlräume erscheinen zuweilen wie gekammert (Lithophysen). Sphärolithbildung ist nicht selten. Obsidian, Trachytpechstein und Perlit sind glasartige (hyaline) oder emailartige Gesteine von analoger chemischer Zusammensetzung wie die Quarztrachyte und Trachyte. Der Bimsstein ist ein schaumig aufgeblähtes, faseriges oder blasiges vulkanisches Glas. Die Aufblähung von Obsidian zu Bimsstein beträgt das 20fache des ursprünglichen Volumens. Diese hyalinen Abarten der trachytischen Gesteine sind mehr oder weniger in allen vulkanischen Gegenden verbreitet, besonders auf den griechischen Inseln (Santorin), auf den Liparischen (Fig. 26, S. 38), den Ponzainseln (Fig. 179) vor dem Golf von Gaëta, auf Island usw. Die glasartigen Ausbildungen zeigen häufig Mikrolithen (Fluidalstruktur) (Fig. 141 und 153, S. 152 und 154).

Phonolith oder Klingstein. Ein plattenförmig sich absonderndes und in dünnen Platten beim Schlage hellklingendes Gestein mit meist grünlichgrauer, Sanidin (hin und wieder auch etwas Plagioklas), Leucit und Nephelin, auch Hornblende und Augit (Ägirin, ein Natrium-Eisensilikat) führender, fein kristallinischer Grundmasse, in welcher häufig größere Kristalle von Sanidin und seltener Hornblende eingewachsen Vorkommen. Unter Phonolith schlechtweg ver-

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Fig. 178. Burschen bei Bilin in Böhmen. Phonolithberg.

(Nach einer Photographie von H. Eckert in Prag.)

steht man den Neplielinphonolith. Er findet sich in Böhmen (Milleschauer, Borschen, Fig. 178), Teplitzer und Brüxer Schloßberg, Marienberg bei Aussig usw.), im Hegau am Bodensee (Hohentwiel), in Frankreich (Cantal, Mont Dore usw.). Er bildet als strengfltissiges Gestein Kegelberge oder schroffe Felskuppen („massige Vulkane“).

In Blasenräumen und Klüften der Phonolithe treten schöne Kristallfüllungen von Zeolithen und Calcit (besonders prächtig am Marien-

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Toula, Geologie. 3. Aufl.

berg bei Aussig) sowie auch Hyalith (amorphe Kieselsäure) auf. Leucitkristalle umschließende Phonolithe finden sich am Kaiserstuhl im Breisgau, in der Eifel und am Monte Yultur (Italien), eigentliche Leucitphonolithe in der Gegend von Rom (Albanergebirge).

Andesit ist ein Gemenge von Plagioklas mit Hornblende und seltener Biotit oder Augit. Die Andesite stehen den Porpby-riten sehr nahe. Ein Quarzandesit ist der siebenbürgische Dacit (mit großen Quarzdihexaedern). Die „Grünsteintrachyte“ (Propylite) sind teils quarzführende, teils quarzfreie umgewandelte Hornblende-andesite. Sie treten z. B. im ungarischen und im siebenbürgischen Erzgebirge und in der Sierra Nevada Nordamerikas auf. Die Hornblende-andesite des Siebengebirges am Rhein (Wolkenburg, Fig. 180). Augit-andesite spielen in den südamerikanischen Kordilleren (Anden) eine wichtige Rolle. Sie bilden das Gestein des Cotopaxi, des Chimborazo und vieler anderer Andenkegel. Auch in Japan sind Andesite weit verbreitet.

An dieser Stelle sollen die Tephrite angeschlossen werden, dunkle' Gesteine, welche neben Plagioklas und Augit auch Leucit oder Nephelin oder beide Mineralien führen, aber olivinfrei sind. Hierher gehört die „Mühlsteinlava“ von Niedermendig am Laacher See. Auch in Nordböhmen, in der Rhön, am Kaiserstuhl, in Schweden und auf den Kanarischen Inseln treten sie auf. Sie kommen zusammen mit den ähnlichen, aber Olivin führenden Basaniten vor. Manche Vesuvlaven haben eine derartige Zusammensetzung.

Die trachytischen Gesteine bilden Gänge, Ströme und Bergkuppen, aber auch ganze Gebirge. Ein größerer Trachytstock befindet sich bei Gleichenberg südöstlich von Graz. Der Trachyt enthält hier in einer dunklen Grundmasse Sanidin und Oligoklas. Ein Andesitvorkommen liegt bei Banow im östlichen Mähren. Ausgedehnte trachytische Gebirge, welche sich oft noch deutlich als vulkanische Ausbruchsgebirge erkennen lassen, finden sich, wie gesagt, in Ungarn (im ungarischen und siebenbürgischen Erzgebirge, bei Visegrad, in der Matra und Hegyalja, im Vihorlat-Gutingebirge [zwischen Szamos und Bodrog] und in der 180km langen und bis 40 km breiten Hargitta am Ostrande Siebenbürgens), am Rhein (Siebengebirge, Fig. 180) mit dem Drachenfels; in der Auvergne; in Oberitalien (die Euganeen) usw.

In den ungarischen Trachyt-Andesitgebirgen hat man folgende Altersfolge festzustellen vermocht: zuerst (im Eocän) entquollen am Festlande die Dacite und Andesite, später (im Miocän) die von großen Tuffmassen begleiteten grauen Trachyte (zum Teil marine Ausbrüche), zuletzt brachen (im jüngeren Miocän) die Rhyolithe durch (als Fest-

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Fig. 179. Ostkiiste der Insel Ponza. (Nach P. Scrope.)

1 Jüngerer Quarztrachyt (Liparit), zum Teil säulenförmig abgesondert. 2 Weißes, halbglasigis trachytisches Konglomerat. 3 Grünlicher Obsidian und pcrlitische Massen. 4 Gelbliche, pechsteinartige Massen (Übergänge in das halbglasige Konglomerat bildend).

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1 Unterdevonisches Grundgebirge. 2 Drachenfels-Trachyt. 3 Andesit. 4 Basalt. 5 Trachyttuff. 0 Tonige und 7 quarzige Liegendschichten des Trachyttuffes,

8 Rhein-Alluvium.

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landseruptionen), und endlich die Basalte, ist die Aufeinanderfolge der Ausbrüche genau festgestellt (E. Key er, Die Euganeen, 1877 und M. Stark 1909—1912). Dieselben begannen schon während des oberen Jura als submarine Ausbrüche.

Auch für die Euganeen

Große Massen trachytischer, zum Teil submariner Tuffe (Bimssteintuffe) bedecken weithin die Campagna. Genannt seien noch der Posilipptnff, der Tuff der Phlegräischen Felder bei Neapel und der Peperino im Albanergebirge bei Rom. Fester gebundene Varietäten liefern Bausteine. Auch im rheinischen Trachytgebirge (z. B. am Laacher See) spielen Tuffe eine größere Rolle (der Bimssteintuff — „Traß“ — des Brohl- und Nettetales wird zur Herstellung sehr leichter Ziegel, der „Ducksteine“ und zu hydraulischem Mörtel benützt).

Die Trachyte liefern gute Bausteine und werden auch vielfach zur Pflasterung (z. B. in Budapest) verwendet. Die kavernösen Quarz-trachyte ergeben brauchbare Mühlsteine (in Ungarn und Siebenbürgen).

4. Die Basalte.

Dunkelgefärbte bis schwarze Gesteine, welche sich sehr häufig durch eine säulenförmig - prismatische Absonderung, die oft mit der erstaunlichsten Regelmäßigkeit auftritt (Fig. 181 und 182), auszeichnen.¹) Die Säulen stehen normal auf den Oberflächen der betreffenden Basaltströme oder -gänge.

9 Was die Frage nach der Ursache der säulenförmigen Absonderung betrifft, so hat man dabei an Kontraktionsspannungen gedacht (A. v. Lasaulx, Irland 1877). Hamilton hat gezeigt, daß von 100 Säulen 99 sechs-, fünf- und siebenseitig seien und davon 70 sechsseitig. Lasaulx hat (mit R. Mailet) die Erklärung dieser Tatsache damit zu geben gesucht, daß dies durch das verschiedene Maß der Spannungen sich erklären lasse. Eine der auffälligsten Erscheinungen an Fig. 181 ist die Quergliederung der Säulen und das Auftreten eigenartiger linsenförmiger Körper an den Teilungsstellen, die aufgewölbte Bruchflächen oder beim Abfallen tellerförmige Vertiefungen ergeben. Man wäre versucht, bei der Säulen- und Linsenbildung an beim Erstarren vor sich gegangene Volumenvcrän-«derungen zu denken: zuerst an eine Volumenvergrößerung um bestimmte Punkte in Mitte der jetzt als einzelne Glieder erscheinenden Teile der Masse und erst in einer weiteren Phase an die Kontraktion und die Bildung der Absonderungsrisse. Ein ähnliches Verhalten: vorübergehende Volumenvergrößerung und darauffolgende Volumenverminderung zeigt aber außer dem Wismut nur das erstarrende Eisen. Wie Gesteinsschmelzflüsse sich beim Erstarren verhalten, hat C. Dölter (N. Jahrb. 1901, II, S. 141) erörtert. Er fand, daß die Dichte der flüssigen Schmelzen (durch Indikatoren bestimmt), stets geringer sei als die des betreffenden festen Gesteines. Die glasigen Erstarrungsprodukte sind weniger dicht als die der langsam erstarrten. Die Dichte der ersteren unterscheidet sich nur wenig von jener des Schmelzflusses. Es würde dies sonach für die Annahme einer Voluraenverminderung besonders beim langsamen Erstarren sprechen.

Die Basalte bestehen in der Regel aus Plagioklas, Au git, Olivin, Magneteisenerz (Plagioklasbasalt), enthalten aber auch oft dunklen Glimmer, Hornblende; dann Nephelin, Leucit (Basanite); häufig tritt auch Mandelsteinbildung auf (S. 178). Basanite kommen vor im Yogelsgebirge, am Kaiserstuhl im Breisgau, Schreckenstein bei Aussig in Böhmen, im Hegau usw.

Eisen in gediegener Form umschließen manche grönländische Basalte, z. B. jene von Ovifak auf der Insel Disko. (Umschlossene Massen bis zu 75 kg, lose Blöcke bis zu 25 Tonnen Gewicht fand N. E. Nordenskjöld [1870] in der Nähe des Basaltes.) Viele Laven

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Fig. 181. Der säulenförmig abgesonderte Basalt am Riesendamme (Giant Causeway) in Antrim in Nord-Irland.

(Nach einer Photographie.)

tätiger Vulkane gehören ihrer petrographischen Natur nach zu den Basalten (Basaltlaven). Basaltische Tuffe spielen in Ausbruchsgebieten oft eine große Rolle. Sie entstehen aus Anhäufungen loser basaltischer Auswürflinge, besonders wenn diese unter Wasserbedeckung erfolgten. Ein eigenartiger Basalttuff ist der Palagonit-tuff (nach einem umgewandelten Glase, dem koloplioniumähnlichen Palagonit, so genannt), der auf Island (z. B. im Geysirgebiete), auf Sizilien, den Kanarischen und den Galapagos-Inseln sehr verbreitet ist.

Basaltische Gläser (Basaltobsidian und Basaltbimsstein) wurden auf Hawaii in typischer Ausbildung angetroffen.

Ist das Gemenge deutlich körnig, so nennt man die Gesteine wohl auch Dolerite, feinkörnige Basalte aber werden auch als Ana-mesite bezeichnet. Nephelindolerite finden sich im Schwarzwalde, auf der Schwäbischen Alb usw.

Die Basalte sind sehr verbreitete vulkanische Gesteine. Sie bilden Gänge, Ströme, Decken, Kuppen und setzen auch ganze Gebirgs-gruppen zusammen. Hauptgebiete sind in Mitteldeutschland die Eifel,

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Fig. 182. Der Workotscli oder Sounenstein bei Aussig in Böhmen. Säulenbasalt.

(Nach einer Photographie von H. Eckert in Prag.)

der Westerwald, das Vogelsgebirge, die Rhön; in Nordböhmen das Böhmische Mittelgebirge und Duppauer Gebirge. Basalte finden sich auch in Oststeiermark und im Norden des Plattensees im westungarischen Berglande. Berühmt durch ihre schönen Säulenbasalte ist die Nordküste von Irland (der Riesendamm in Antrim, Fig. 181) und die Insel Staffa mit der Fingalshöhle, nahe der Westküste von Schottland. Auf Island und den Färöer treten die Basalte in Lagermassen mit Basalttuffen abwechselnd auf („Trapp“). In der Auvergne (Frankreich), dem klassischen Gebiete von jüngeren Ausbruchsgesteineu auf einem alten abgetragenen Grundgebirge, kennt man Basaltströme, die viele Kilometer lang sind.

Für das Böhmische Mittelgebirge hat J. E. Hibsch 1903 („Führer“) die Altersfolge der verschiedenen Ausbruchsmassen bestimmt.

Es folgen aufeinander: 1. ältere Phonolithe (im Osten), 2. Basalte und ihre Tuffe (in größter Verbreitung), 3. Tephrite und ihre Tuffe (bedecken besonders im Nordosten die Basalte), 4. Essexit³) (Tiefengestein bei Rongstock a. d. Elbe), 5. Trachyt und seine Tuffe. Dann erst entstanden 6. die stock- und schildförmig auftretenden Phonolithe, in Verbindung mit Gängen, die z. B. auch die Rongstocker Masse durchsetzten. Jüngere Basalte werden noch angegeben.

Die Basalte liefern, so wie auch die älteren, dichten, kieseisäureärmeren (basischen) Gesteine (Diorit, Diabas, Porphyrit), geschätzte Baumaterialien, besonders für den Straßenbau.

5. Die feldspatfreien jüngeren Ausbruchsgesteine.

Hierher sind zu zählen Olivin, Augit und Magnetit führende Gesteine, entweder mit Nephelin oder mit Leucit oder Melilith⁴) (Nephelin-, Leucit- oder Melilith-Basalt). Auch der Hauyn-basalt („Hauynophyr“) der Eifel und des Laacher Seegebietes gehört in diese Gruppe (hauynreicher Leucitbasalt). Als Magmabasalt (Limburgit, nach Limburg am Kaiserstuhl) bezeichnet man ein Gestein, welches Augite und Olivinkristalle in einer spärlichen glasigen, aber vielfach entglasten Pechsteingrundmasse aufweist. Außer dem Vorkommen von Limburg, aus dem Böhmischen Mittelgebirge, von der Insel Palma und aus Schonen (Südschweden) bekannt. — Feldspatfrei sind auch die Nephelinite (Odenwald, am Schreckenstein undPodhorn in Böhmen) und Leueitite; denselben fehlt jedoch der Olivin. — Leucite in bedeutender Größe treten in Leucitbasalt-laven des Albaner Gebirges und am Vesuv (Somma) auf.

Die kristallinischen Massengesteine betrachten wir als Erstarrungsprodukte aus dem Schmelzflüsse, von aus der Tiefe emporgedrungenen Innenmassen, deren Bildung wir beim Erstarren der vulkanischen Ausbruchsgesteine in den Laven der tätigen Vulkane einigermaßen verfolgen können. Ihre verschiedene Ausbildungsform führen wir auf die verschiedene chemische Zusammensetzung und auf die Art der Erstarrung zurück. Bei schneller Erstarrung bilden sich aus dem Gesteinsschmelzflusse glasige (hyaline) Gesteine, bei langsamerem Erkalten individualisieren sich gewisse der geschmolzenen Substanzen als Kristalle, wie bei den Pechsteinporphyren und Porphyren. In der Tiefe ungemein langsam fest werdende Schmelzflüsse werden sich vollkristallinisch ausgebildet haben („Tiefengesteine“). Für diese Anschauung spricht die Tatsache, daß wir gliederreiche Reihen von vollständig glasigen bis zu vollkristallinischen Gesteinen verfolgen konnten.

Zu den interessantesten Erscheinungen gehören die Veränderungen, welche durch die Ausbruchsgesteine an den an dieselben angrenzenden älteren Gesteinen hervorgerufen werden, mögen sie nun an denselben in Gängen oder Durchbruchsschloten vorbeigekommen oder in dieselben hineingepreßt worden sein (Injektionen, Intrusionen). Man faßt diese Erscheinungen unter der Bezeichnung Kontaktmetamorphismus zusammen. Diese Einwirkung bedingt chemische und physikalische Veränderungen, welche zum Teil auf bloße Hitzewirkung (Frittung, Verglasung, Verkokung usw.) zurückzuführen sind, oder es spielen auch die hochgradig überhitzten Gase und Dämpfe⁵) dabei eine mehr oder weniger weitgehende Rolle (Umkristallisierung, Umwandlung dichter Kalke in kristallinische, Mineralneubildungen usw.)⁶). Nur einige Beispiele dieser in vielen Fällen in ihrem Verlaufe noch weniger bekannten Erscheinungen sollen hier angeführt werden. Die Tiefengesteine sind oft von förmlichen Hüllen umgewandelter Nachbargesteine umgeben („Kontakthöfe“). Daß dabei die Wirkungen in größeren Entfernungen abnehmen, spricht nur für die Richtigkeit der Annahme. Berühmt sind die Kontaktbildungen durch die Augitsyenite in der Gegend von Predazzo und Monzoni im Südosten Tirols, wo ganze Schichtenkomplexe von Triaskalken in feiner oder gröber körnige Marmore umgewandelt wurden (bis auf 3 km Entfernung). Eine Menge von Mineralien, besonders von kalkhaltigen Silikaten, wurde dabei neu gebildet: Brucit [Mg(OH)₂], Vesuvian, Granat und andere. Eine zweite Kontaktregion befindet sich in dem meridional verlaufenden Banatergebirge in Ungarn, wo nahe der Grenze von Jura- und von Kreidegesteinen und kristallinischen Schiefern eine Reihe von dioritischen Ausbruchsgesteinen („Banatite“) mit ausgedehnten, erzführenden Kontaktgesteinen: granatreichen, körnig gewordenen Kalksteinen, auftreten.

Phyllite und Tonschiefer werden an der Grenze gegen granitische Gesteine in Hornfels, das sind dichte oder kristallinische, harte und

splitterige Massen oder in größerer Entfernung in „Knoten-“ und „Fruchtschiefer“ umgewandelt, nach neugebildeten, unregelmäßigen oder getreidekornähnlichen Konkretionen so genannt. (Erzgebirge, Vogesen usw.) Vielleicht sind auch die Turmalin-, Andalusit-, Topas-, Zinnerzvorkommnisse in der Nachbarschaft granitischer Gesteinsmassen auf solche Prozesse zurückzuführen. Aber auch die Granitmasse selbst ist in der Grenzregion zuweilen durch Kontaktwirkung verändert und nimmt ein porphyrartiges Gefüge an („Randfazies“).

Die Herausbildung des Greisen (siehe auch S. 171) wurde gleichfalls auf Kontaktwirkungen zurückgefühl t, welche durch Fuma-rolentätigkeit (Bor und Fluor führende Dämpfe) bewirkt sein soll, Dämpfe, welche auch die Zinnführung zur Folge gehabt haben sollen, die nach dieser Vorstellung als aus Chlorzinn (SnCl₄) entstanden angenommen werden könnte. Daß ferner die in andere Gesteine hineingepreßten magmatischen Massen (Lakkolith- und Apophysenbildung) verändernd auf ihre Nebengesteine einzuwirken vermochten, ist selbstverständlich (Injektionsmetamorphose, S. 84) ; daß die erstarrenden Massen dabei aber auch vom Nebengestein beeinflußt werden konnten, ist ebenso selbstverständlich.

I. b) Die (kryptogenen) kristallinischen Schiefergesteine.

Die ältesten bekannten Gesteinsbildungen, die Unterlage aller zweifellosen Sedimentgesteine, sind die vollkristallinischen Schiefergesteine. Nach ihrer Entstehung könnte man sie in Gruppen bringen: in Gesteine, welche, sich an die plutonischen oder Tiefengesteine anschließend, mit schieferigem Gefüge entstanden sind, und in Gesteine, welche durch Kontakt (Dynamo- oder durch Regionalmetamorphose) kristallinisch-schieferiges Gefüge angenommen haben.

Gneis, ein körnig-schieferiges Gemenge gewöhnlich von Orthoklas (mit oder ohne Plagioklas), Quarz und Glimmer (Kalium- und Magnesiumglimmer), der Gemengteile des Granites. Die Quarze enthalten zuweilen Flüssigkeitseinschliisse wie die der Granite. Andere Gneisarten zeigen dieselben Bestandteile wie Syenit oder Diorit (Syenit- oder Dioritgneis).

Die ältesten der Gneise — wir kennen in der Tat nichts Älteres auf der Erde -— hat man sich früher ziemlich allgemein als Teile der ersten „Erstarrungskruste“ der Erde vorgestellt. Sie stehen mit den Graniten in zum Teil zweifellosen Beziehungen. H. Rosenbusch stellt sich diese „Orthogneise“ (Eruptivgneise) durch Umwandlung aus Massengesteinen oder beim Erstarren aus ihrem Magma entstanden vor.

Man würde dadurch notgedrungen zu ähnlichen Vorstellungen über ihre Entstehung geführt, wie man sie sich über die Tiefengesteine gebildet hat, wobei nur die Erklärung der schieferigen Struktur Abweichungen notwendig machen würde. Anders als hypothetisch läßt sich diese Frage noch immer nicht behandeln.

Der Unterschied von den granitischen Gesteinen besteht, wie gesagt, hauptsächlich in der schieferigen Struktur¹). Ähnlich so wie beim Granit, kann auch beim Gneis der Glimmer teilweise oder ganz durch Chlorit, Graphit, Hornblende usw. ersetzt werden.

Beim Gneisgranit und Granitgneis wird die schieferige Strukturzuweilen sehr undeutlich. Vor allem ist es der Glimmer, welcher diese schieferige Struktur bedingt. Bildet er zusammenhängende größere Partien, so wird der Gneis „flaserig“, überzieht er die Lagen aus Feldspat und Quarz in der Form von Häutchen, so tritt die Schieferung besonders deutlich hervor: schieferiger Gneis. Manchmal wechseln glimmerreiche Lagen mit glimmerarmen ab. Auch porphyrähnliches Auftreten der Feldspate ist nicht selten: Augengneis. Hornblendegneis enthält eine charakteristische Beimengung von Hornblende. Die verschiedenen Varietäten werden überhaupt am besten nach den bezeichnendsten Bestandteilen genannt: Muscovit-, Biotit-, Zweiglimmergneis, Orthoklas- und Albitgneis usw. Der „rote Gneis“ des Erzgebirges“ ist z. B. ein Museovitgneis mit fleischrotem Orthoklas, der „graue Gneis“ ist dagegen ein Biotitgneis. Der Protogingneis enthält wie der Protogingranit hellgrünen, feinsehuppigen Muscovit (Sericit). In den Alpen neben Protogingranit vorkommend. Wird der Glimmer ungemein feinschuppig, so entsteht der Sericitgneis. Graphitgneis enthält Graphit an Stelle des Glimmers (z. B. bei Passau an der Donau und im südlichen Böhmen).

Als akzessorische Bestandteile treten in den Gneisen auf: Augit, Diallag, Epidot, Dichroit (z. B. im Bayrischen Walde), Andalusit (Finnland), Granat, Turmalin, Eisenglimmer usw.

Eine eigenartige Ausbildung nehmen gewisse Zwischenlagen der skandinavischen Gneise dadurch an, daß ihre Bestandteile mikroskopisch klein werden und ein förmlich felsitisches, manchmal gebändert erscheinendes Aussehen zeigen: Hälleflinta.

*) Bei den kristallinischen Schiefern sind alle Mineralbestandteile gleichzeitig auskristallisiert und passen sie sich dabei einander an. (Man vergleiche F. Becke, Compterendu des IX. intern. Geologenkongresses 1903.)„Jeder einzelne findet sich gelegentlich als Einschluß in allen anderen vor.“ Die Kristalle sind einfach gebaut oder unvollkommen entwickelt. Ihr Wachstum wird in der Richtung normal auf die stärkste Pressung begünstigt, wodurch die Parallelstruktur bedingt werden kann.

Die Gneisgesteine wechseln zuweilen auch ab mit körnigen Quarzanhäufungen (Quarzit): sandsteinartigen Bildungen oder, ähnlich so wie auch die Glimmerschiefer, mit Lagen kristallinischen Kalkes. Durch Zurücktreten des Feldspates gehen sie in Glimmerschiefer oder in andere kristallinische Schiefer über (Gneisglimmerschiefer u. dgl.). Diese Umstände haben zu der Vorstellung geführt, daß, zum mindesten viele Gneise, als durch mechanische, chemische und thermische Einwirkungen umgewandelte (metamorpkosierte) alte Sedimente („Paragneise“ nach Rosenbusch) aufzufassen seien („metamorphische Schiefergesteine“). Solche Umwandlungsprozesse müssen weite Gebiete umfaßt haben; man erinnere sich nur an die kristallinische Schieferzone der Zentralalpen (Regionalme tamor phis mus). Man dachte dabei an die Einwirkung der Wärme des Erdinnern (Boué-Lyell) oder (G. Bischof) an eine umwandelnde Tätigkeit des in den Gesteinen zirkulierenden, in großer Tiefe überhitzten Wassers (hydrochemischer Regionalmetamorphismus) oder aber an die Mitwirkung des Gebirgs-druckes (Faltung, Pressung und Verschiebung — tektonischer Regionalmetamorphismus und Dynamometamorphismus). — Sehr eingehende Ausführungen über alle diese hypothetischen Vorstellungen findet man in

F. Zirkels Lehrbuch der Petrographie, II. Aufh, III. Teil, S. 149—184.

A. Sauer unterscheidet die Gneise direkt in Sediment- und Eruptivgneise. Para- oder Metagneise und Ortho- oder Protogneise sowie Mischformen beider, und endlich in kryptogene Gneise, deren Genesis noch nicht festzustellen gelungen ist. B. v. Cotta war es, der schon 1862 (N. Jahrb. f. Min. usw., S. 665) die Gneise des Erzgebirges in eruptive und durch Umwandlung hervorgegangene, gliederte. Sauer betrachtet die sächsischen Zweiglimmer- und Muskovit-gneise als Sedimentgneise, die Flaser- und Augengneise als Eruptivgneise, denen er auch den sächsischen Granulit zugesellt.

Granulit oder Weißstein, ein feinkörniges, gneisähnliches Gestein, bestehend aus Quarz und Feldspat, mit Granaten und häufig auch mit Cyanit (Al₂Si₅0₅) als Übergemengteilen. Er kommt in Sachsen (bei Mittweida), in Mederösterreich (Göttweig und St. Pölten), in Böhmen (das Planskergebirge bei Krummau, an der Eger bei Warta) usw. vor.

Fr. Rinne schildert das 50 km lange und 20 km breite sächsische Granulitgebirge geradezu als einen Lakkolithen, der von Kontakthöfen aus Gneisglimmerschiefer, mit Cordierit (= Dichroit, ein Magnesium-Tonerde-Silikat) und Granat, sowie aus Fruchtschiefern umgeben ist und betrachtet dasselbe mit H. Credner als Eruptivgestein.

Gneis und Granulit können in gleicher Weise als Baumaterial verwendet werden. Die körnigen Varietäten lassen sich als Quader behauen, die schieferigen liefern Steinplatten für Treppen, Gehwege usw.

Glimmerschiefer, ein schieferiges Gemenge von vorherrschendem, wohlausgebildeten Glimmer (meist Muscovit) und Quarz. Sehr häufig enthält er Granat, Cyanit, Turmalin usw. Der Glimmerschiefer macht neben dem Gneis einen Hauptbestandteil des Urgebirges aus. Im Glimmerschiefer von Obermittweida in Sachsen wurde schon 1879 durch A. Sauer das Vorkommen grobstückiger Konglomerate nachgewiesen (!).

Quarzschiefer (Quarzitschiefer) oder Quarzit, ein schieferiges Gemenge von vorherrschendem Quarz mit wenig Glimmer; häufig, z. B. in der Tauernkette der Alpen (Übergänge zu den kieseligen Sandsteinen bildend). Eine besondere Varietät ist der Itacolumit vom Berge Itacolumi in Brasilien, ein sandsteinartiges Aggregat von Quarzkörnern mit Glimmer, Talk und Chlorit; in dünnen Platten mehr oder weniger gelenkig biegsam, infolge der hakig ineinander-greifenden Quarzkörner, daher auch Gelenkquarz genannt. Er ist bisweilen goldhaltig und soll das Muttergestein der brasilianischen Diamanten sein.

Chloritschiefer, aus Chlorit bestehend, in der Regel mit zahlreichen akzessorischen Mineralien, wie Quarz, Magneteisenerz, Granat, Turmalin usw.; z. B. in der Zentralkette der Alpen (Zillertaler Alpen) und auch sonst sehr verbreitet. Talkschiefer, vorherrschend Talk mit mehr oder weniger Quarz, Chlorit, Glimmer usw.; bei Mautern in Steiermark rein weiß. Ein etwas unreines, verworren schuppiges Gemenge von Talk und Chlorit, der Topfstein, ist zu Gestellsteinen bei Ofenanlagen verwendbar. — Wird der Glimmer durch Eisenglimmer (Eisenglanz) ersetzt, so entsteht der Eisenglimmerschiefer. Findet sich in großer Menge in Brasilien in der Nachbarschaft des Itacolumits.

Treten Kalkeinlagerungen aus körnigem Kalke mit feinen Häutchen von hellem Glimmer im Glimmerschiefer auf, die zuweilen auch in linsenförmigen Massen Vorkommen können, so spricht man von Kalkglimmerschiefern.

Hornblendeschiefer oder Amphibolschiefer, ein Gemenge von Hornblende mit geringen Mengen von Feldspat, Quarz und braunem Glimmer usw. Ein in den kristallinischen Schiefergebirgen sehr verbreitetes Gestein, das häufig mit Gneis und Glimmerschiefer wechsellagert.

Eklogit, wesentlich Omphacit (ein grüner Augit), und Granat. Ersterer kann ganz oder teilweise durch grüne Hornblende (Smarag-dit) ersetzt werden. Ein farbenprächtiges Gestein (Saualpe in Kärnten, Bacher in Steiermark und im Fichtelgebirge).

Phyllit, Tonglimmerschiefer oder Urtonscliiefer nennt man grünliche kryptokristallinische, in der Zentralzone der Alpen und in den alten Massengebirgen weit verbreitete Schiefer, welche den Übergang vom Glimmerschiefer zum rein klastischen Tonschiefer darstellen. Sie enthalten Quarz, Glimmer und Orthoklas (Gneisphyllit), Chlorit (chloritischer Phyllit) oder Hornblende (Hornblendephyllit). Akzessorische Gemengteile sind sehr häufig (Chiastolith, Staurolith, Turmalin, Rutil, Magnetit usw.).

Dichte, grüne, schieferige Gesteine, mit viel Hornblendenädelchen und Chloritoid, einem grünen „Sprödglimmer“ (H₂0. FeO. A1₂0₃. Si0₂) und mit Übergemengteilen, bilden die Grünschiefer (Sachsen, Alpen). Man hat dabei vielfach an durch Dynamometamorphose umgewandelte Grünsteine, Diabasschiefer u. dgl. gedacht. Die Ottrelith schiefer enthalten Ottrelith-(Sprödglimmer-)Blättchen (Ottrez in den Ardennen, Fichtelgebirge). Die Frucht- oder Garbenschiefer sind Tonschiefer, durch Kontaktmetamorphose verändert, mit konkretionären Einschlüssen von Eisenverbindungen, neben Chlorit, Quarz und Muscovit. Vom klastischen Tonschiefer unterscheidet sich der Phyllit durch seinen seidenartigen Glanz und durch eine fast nie fehlende feine Fältelung auf den Schichtflächen.

Die Phyllite umschließen nesterweise (in Knauern oder Linsen) Quarz oder Calcit oder sie werden von Quarz- oder Calcitadern durchsetzt (Quarzphyllite und Kalkphyllite).

Einlagerungen von oft sehr ansehnlichen Massen kristallinischer Kalke (Marmore) sind in den kristallinischen Schiefern sehr häufig (z. B. die Marmorlager der Alpen: von Schlanders, Laas, Radschinges bei Sterzing usw.). Geschichtete und gefältelte derartige kristallinische Kalke, reich an Glimmer auf den Schichtflächen, nennt man „Cipollin“, der sich somit an die Kalkglimmerschiefer anschließt. Mit Serpentin gemengte Marmore, die „Ophicalcite“ („Verde antico“) wurden bereits erwähnt.

Die kristallinisch körnigen Kalke bestehen aus grob- oder feinkörnigen Aggregaten von Calcit. Im Dünnschliffe erkennt man, daß jedes einzelne Korn ein Calcitindividuum darstellt, schon an den kristallographiscli orientierten Spaltrissen oder an den Zwillingslamellen, welche die Körner aufweisen. —

Die kristallinischen Schiefergesteine, besonders die Gneise, gehören zu den verbreitetsten Gesteinen der Erde. Sie bilden z. B. die Zentralzone der Alpen und spielen auch in den Massengebirgen, z. B. in der hercynischen Masse (Böhmen und Teile von Mähren, von Ober- und Niederösterreich, Bayern und Sachsen umfassend) eine wichtige Rolle. Von ähnlicher Bedeutung sind sie auch im Zentral-plateau Frankreichs, in Skandinavien, Canada und in den kristallinischen Gebirgen anderer Länder.

G. v. Tschermak und Fr. Becke haben (Lehrbuch der Mineralogie, 1915) die kristallinischen Schiefergesteine in zwei Gruppen oder Stufen unterschieden: in eine untere Stufe, welche nach ihren Mineralbestandteilen mit den kristallinischen Massengesteinen übereinstimmt, wie die Gneise und Granu lite mit den granitischen Gesteinen, die Amphibolite und Eklogite mit Syenit-, Diorit- und Gabbrogesteinen. Die Gesteine der oberen Stufe schließen sich in ihrer Zusammensetzung an die Sedimentgesteine an: die Schiefergneise, Glimmerschiefer, wohl auch die Chloritschiefer, vor allem aber die Phyllite, dann weiter die Kalkglimmerschiefer und die Grünschiefer. — U. Grubenmann (1907) hat die kristallinischen Schiefer zweckmäßig in drei Zonen eingeteilt, die man durch die eigentlichen Gneise (Granitgneise) als die unterste, Glimmerschiefer und Schiefergneise als mittlere und die Phyllite als oberste Zone bezeichnen könnte.

Über die Art des Zusammenvorkommens der kristallinischen Gesteine vergleiche man die Profile über die archäischen Formationen.

II. Die einfachen kristallinischen Gesteine.

Hierher gehören viele gesteinbildend auftretende Mineralien. Die wichtigsten derselben sind:

Quarz als Quarzfels (Quarzit zum Teil) und Kieselschiefer.

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¹

) Der Name Syenit wurde nach der Lokalität Syene (Assuan) in Ägypten gegeben. Das rote, granitische Gestein von Syene ist jedoch, wie schon oben erwähnt wurde, Granitit.

²

Diorite und Diabase hat man ihrer häufig grünen Farbe wegen früher auch Grünsteine genannt.

³

   Aus Plagiokhis (Labrador), Orthoklas, Augit, Nephelin, Olivin bestehend, in körniger Ausbildung.

⁴

²)    Ein Ca-Al-Silikat mit Mg und etwas Na.

⁵

)    Die zersetzende and auflösende Wirkung des überhitzten, unter großem Druck stehenden Wassers ist eine sehr große.

⁶

)    F. Rinne und H. E. Boeke haben (1908) aus gepreßtem Doppelspatpulver, durch Erhitzung auf 1100° unter Kohlensäuredruck, ein gleichmäßig körniges Marmorgefüge erhalten.

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Fig. 183. Profil durch den Pfahl im ostbayrischen Grenzgebirge. (Nach W. Gümbel.)

1 Gneisgranit, 2 Hälleflinta, 3 Hälleflinta (schieferig), 4 Quarzmasse des Pfahls, 5 Augengneis, 6 normaler Gneis, 7 flaseriger Gneis.

Quarzfels tritt, infolge seiner großen Widerstandsfähigkeit gegen die Verwitterung, in der Form von schroffen und zackigen Felsen oder Felszügen Uber die durch Verwitterung und Abtrag gerundeten Oberflächen, z. B. der umschließenden Schiefergesteine empor, so im Pfahl im Bayrischen Wald und im nördlichsten Böhmerwald. Es sind großartige und rätselhafte Quarzbildungen. Der bayrische Pfahl (Fig. 183) hat eine Länge von mehr als 100 km und

verläuft geradlinig von Nordwest nach Südost. Der böhmische Pfahl ist 65 km lang und bildet bis 10 m hohe Felsmauern.

Der Kieselschiefer (Lydit), durch Beimengung kohliger Substanz dunkel bis schwarz gefärbt („Probierstein“), ist ein dichter,

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Fig. 184. Terrassenförmiger Abbau des Siderites am Erzberg von Eisenerz

in Steiermark.

Aufnahme von Fr. Toula.)

von weißen Quarzadern durchschwärmter, plattiger Quarzit, der auch Eisenoxyde und Tonerde enthält und polyedrisch zerklüftet. Er findet sich am Harz, im Fichtelgebirge, in Böhmen und Sachsen in älteren Sedimentformationen (der paläozoischen Ära) oft in ansehnlicher Mächtigkeit.

Grob- bis feinkörniger, kristallinischer Kalk (z. B. auch der Carraramarmor, Fig. 186), der Kalktuff oder Travertin, Kalksinter (Tropfstein: Stalaktiten und Stalagmiten, Fig. 64, S. 81);

Magnesit und Dolomit; körniger Siderit (Spateisenstein, Fig. 184 und 185); Magnetit (Magneteisenstein, Fe₃0₄) und Haematit (Roteisenerz, Fe₂0₃); Graphit als Graphitschiefer;

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Fig. 185. Geologisches Profil durch den Erzberg von Eisenerz in Steiermark.

(Nach A. v. Miller.)

a Tonschiefer, b Grauwacken, c Kalkstein, d Spateisenstein, e Breccienkalk, / rote Schiefer.

Anhydrit (CaS0₄); Gips (CaS0₄ + 2H₂0); Steinsalz (NaCl). Daß das Steinsalz auch als Felsart zutage treten kann, zeigt der Salzstock von Cardona in Catalonien (Fig. 187).

Die genannten Gesteine kommen teils, wie schon gesagt, in kristallinischen Schiefergesteinen als Ein- und Wechsellagerungen vor, teils sind sie, wie die Kalktuffe, Kalksinter, Steinsalz usw., als

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Fig. 186. Steinbruch bei Carrara in Italien.

chemische Sedimente, d. h. aus Auflösungen abgesetzt, aufzufassen; manche derselben sind, wie gleichfalls schon erwähnt wurde, als

Vorkommen u. and.

Einlagerungen in den kristallinischen Schiefern (kristallinischer Kalk). Sedimentkalk am Kontakt in kristallinischen Kalk umgewandelt

ln kristallinischen Schiefern und in Sedimentgesteinen. Klein ent hat aus Aragonit (rhombisches Calciumkarbonat) durch Behandlung mit konzentriertem

_Meerwasser Dolomit erhalten

ln Talk- und Tonschiefern. Flache Kristalle im tonigen Bindemittel: Pinolit. Wichtigstes Material zur Herstellung feuerfester Stoffe (Hüttenprozeß)

Lager und Stockwerke bildend, in alten (paläozoischen) Schiefern

Vergleich der rhomboedrischen Karbonate.

Chemische

Eigenschaften

Physische Eigenschaften

Dichte

Härte

Krist. System

Name

CaC0₃

braust lebhaft mit HCl

MgCaC,0, mit HCl wenig brausend, in Pulverform lös-

lich

MgCO,

gepulvert in erwärmter HCl löslich

FeC0₃

in erwärmter HCl unter Brausen löslich

spaltbar nach dein Grund-rhomboeder doppeltbrechend

wird beim Glühen leuchtend; vor dem Lötrohr unschmelzbar spaltbar nach dem Grundrhomboeder meist hellfarbig vor dem Lötrohr unschmelzbar, oft braun werdend

spaltbar nach dem Grundrhomboeder hellfarbig

vor dem Lötrohr unschmelzbar

(sich in MgO umwandelnd)

spaltb. n. d. Grundrhomb. erbsengelb-gelblich braun bei Mn-Gehalt an der Luft dunkelbraun bis blau-scliwarz werdend

vor dem Lötrohr verknisternd, schwarz und magnetisch werdend (Eisenoxyduloxyd)

2-7 + rein 2-72

2-85-2-95

3-5-4

3-8 ±

Rhomboeder Polk. <£ =

105° 5'

Rhoniboedcr Folk. < = 106° 15'

Rhomboeder Polk.< = 107° 20'

Rhomboeder Folk. < bei 107°

Kalkspat (Calcit)

Dolomit (Bitter-spat)

Magnesit

(Magnesitspat)

Eisenspat (Siderit, Spateiscnsten)

durch metamorphisehe Vorgänge aus gewöhnlichen Sedimenten entstanden zu erklären, wie z. B. die meisten kristallinischen Kalke.

Auch das Eis in seinen verschiedenen Formen, vor allem als Firn, Gletschereis usw., wäre hierher zu stellen (S. 114 ff.).

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Fig. 187. Steinsalztagbau von Cardona in Spanien. iSTach einer Phototypie (L. M. Vidal: Bull. Soc. géol. de Prance, 1898, S. 725).

III. Die klastischen Sediment- oder Trümmergesteme.

I. Die losen Triimmergesteine.

Gebirgsschutt: kantige unregelmäßige Gesteinstrümmer, wie sie aus der Verwitterung und Abbröckelung der Felsen hervorgehen. Gebirgsschutt, wie er die Schutthalden der Berghänge bildet, meist von kleinerem Korne, bezeichnet man als Gesteinsgrus (Granit-, Dolomitgrus usw.).

Gerolle sind Gesteinsstücke von kugeliger, walzenförmiger oder zylindrischer Form. Sie entstehen hauptsächlich am Meeresstrande durch die rollende Bewegung in der Brandung, aber auch in rascher fließenden Gewässern.

Geschiebe sind flache Gesteinsstücke mit abgerundeten Kanten, welche ihre eigentümliche, keilförmige Gestalt der schiebenden Fortbewegung in Flußbetten verdanken.

Lose Geröll- oder Geschiebeablagerungen nennt man auch „Kies“ oder „Schotter“.

Eine bedeutende Rolle spielen die auf Gletscherwirkung zurückzuführenden Gesteinsanhäufungen (Moränenschutt). Die großen Blockmassen aus der Zeit weitgehender Vergletscherung werden als erratische Blöcke bezeichnet. (Fig. 112, S. 122.) Der Moränenschutt ist durch die eigenartigen, schon besprochenen, mit Ritzen, Scheueroder Schliffflächen versehenen Geschiebe zu erkennen. (Gekritzte, geschrammte, gescheuerte oder geschliffene Geschiebe, Fig. 106, S. 117.)

Sand: lockere Anhäufungen von kleineren oder größeren Mineralkörnern, meistens von Quarz, aber auch von Glimmer, Kalkstein, Hornblende, Orthoklas und anderen Mineralien.

Fig. 188. Idealer Längsschnitt durch eine Goldseife nach R. Beck (1903: Lehre von den Erzlagerstätten).

1 Schiefer. 2 Kalkstein. 3 Diabas. 4 Schotter und Sand. 5 Konglomeratach verkittete Geröllage. 6 Lehm. 7 Torf. Im Liegenden der jungen Sedimente die Goldführung.

Sand- oder Geröllablagerungen, welche Metalle, Erze oder Edelsteineenthalten, bezeichnet man als „Seifen“ (Seifengebirge, Fig. 188, Gold-, Platin-, Edelstein-, Diamantseifen; Magneteisen-, Zinnstein Monazitseifen)¹).

Staub. Der Staub kann vor allem unterschieden werden in jenen, der durch die abblasende Tätigkeit der Winde bewegt („Sandgebläse“) und im Windschatten wieder abgelagert, gegebenenfalls durch die Vegetation festgehalten wird (S. 124 ff.). Auch der Staub, der bei Vulkanausbrüchen erzeugt wird, kann durch den Wind weithin getragen und über ausgedehnten Flächen zum Absätze gelangen (S. 41). An kosmischen Staub, aus zerriebenen meteoritischen Stoffen, hat man mehrfach gedacht. Der Staub cler Städte enthält außer den Verbrennungsüberresten noch viele organische Beimengungen und Zer-

v) Ein Cer- und Lanthan-Phosphat.

reibsei von Bauwerken verschiedener Art. Die Biologie des Staubes hat H. Mo lisch in einem schönen Vortrage behandelt. (Ver. z. Verbr. naturw. Kenntn., 57. Jahrg., 1917.) An die Wichtigkeit des Staubes für die Verbreitung organischer Keime sei nur erinnert.

2. Die gebundenen Trümmergesteine.

Nach der Größe der Bruchstücke unterscheidet man die verkitteten Trümmergesteine in makroklastische oder grobe (Breccien und Konglomerate), mikroklastische (Sandsteine) und kryptokla-stisehe, tonige oder dichte klastische Gesteine (meist Schlammabsätze).

Grobe gebundene Trümmergesteine.

Breccien bestehen aus eckigen durch ein Bindemittel verkitteten Bruchstücken (Trümmern) anderer Gesteine (Fig. 189), wie sie z. B.

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Fig. 189. Breccienartiger dolomitischer Kalk von Handling an der oberen Enns. Drnckbreccie. (Nach Friedrich Simony.)

durch Anhäufung von Abwitterungsschutt (Schuttbreccien) am Fuße von Steilhängen oder infolge innerer Gesteinszertrümmerung (Reibungs-, Druckbreccien) oder durch Anhäufung von vulkanischen Aufschüttungsstoffen (vulkanische Breccien) sich bilden. — Je nachdem die Breccien

aus einem lind demselben Gesteine (z. B. gewisse Dolomitbreccien, Fig. 189; zeigt zugleich das Aussehen einer Druckbreccie) oder aus verschiedenartigen Gesteinsbrocken zusammengesetzt sind, spricht monogenen und polygenen Breccien. — Je nach der Natur des Trümmerwerkes hat man bei den .monogenen Bildungen dieser Art Quarz-, Gneis-, Porphyr-, Kalk-, Dolomit-, Knoclienbreccien usw. unterschieden.

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Sind die Bestandteile abgerundet (Geschiebe oder Gerolle), nennt man die betreffenden Trümmergesteine Konglomerate. (Grauwackenkonglomerat, Nagelfluh, Puddingstein usw., Fig. 190.) Entsprechend wie bei den Breccien sind monogene und polygene Konglomerate auseinander zu halten. — Das Bindemittel kann ein toniges,

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Fig. 190. Bruchstück eines Kalksteinkonglomerates. (Nach der Natur [V₃]).

kalkiges oder kieseliges sein. Der Eisengehalt des Bindemittels, das Färbende der Gesteine überhaupt, ist oft sehr beträchtlich. Eisenoxydfärbung ist rot, Eisenhydroxydfärbung braun.

Die Sandsteine (Psammite).

Die Sandsteine bestehen meistenteils aus Quarzsand mit mehr oder weniger Glimmerbeimengung. Nach der Beschaffenheit des Bindemittels unterscheidet man tonige, kieselige, eisenschüssige und kalkige Sandsteine.

Eine eigenartige Ausbildung, zeigen die aus Quarzsand, Feldspattrümmern und Glimmer sich aufbauenden „Arkosen“, welche aus dem Zerfall granitischer oder gneisartiger Gesteine an Ort und Stelle oder in der Nähe hervorgegangen sind. Auch die sogenannten „Grau-wracken“ mit gerundeten oder eckigen Bruchstücken von verschiedenen Schiefern und Quarziten lassen oft noch Feldspattrümmer und zuweilen auch Glimmer verbunden durch ein oft sehr zähes Bindemittel erkennen. Es sind gröber- und feinerkörnige Gesteine von hohem (paläozoischen) Alter. — Reine Quarzsandsteine mit kieseligem Bindemittel bilden Übergänge zu den Quarziten (Itacolumit, S. 188).

In der Regel bezeichnet man die Sandsteine nach den Formationen, in welchen sie Vorkommen, z. B. als Kreidesandstein (der Quadersandstein des Elbesandsteingebirges in Böhmen und Sachsen), als Bunt-, Rotliegend-, Kohlensandstein usw. ; bisweilen auch nach Lokalitäten, wie Wiener Sandstein, Karpathensandstein usw.

Eine weitverbreitete und z. B. in der Kreideformation, aber auch schon in paläozoischen Formationen große Mächtigkeit erreichende Gesteinsart sind die glaukonitischen Sandsteine oder Grünsandsteine, bei welchen oft sehr zahlreiche kleine, grüne, rundliche Körnchen (Glaukonit) auftreten. Glaukonit ist ein wasserhaltiges Kaliumeisenoxydsilikat und findet sich auch in losen Sanden, Mergeln und Tonen, welche deshalb als glaukonitisch bezeichnet werden. Der sogenannte terrigene „Grünschlamm“ (siehe S. 113) enthält ebenfalls Glaukonit. Man hat dabei auch an Steinkernbildungen von Foraminiferenschalen gedacht.

Verschiedene Arten der körnig-klastischen Sedimentgesteine ergeben das mannigfaltige und zum Teil vorzügliche Material für Bauzwecke. Harte, grobkörnige Sandsteine liefern oft recht gute Mühlsteine, feinkörnige Schleifsteine. Ihre Struktur-, Bindungs- und Porositätsverhältnisse hat J. Hirschwald (1908) in eingehendster Weise untersucht. Am häufigsten sind Sandsteine mit tonigem Bindemittel, gemengt mit Eisenoxyd oder mit Calcium- und Magnesiumkarbonat. Auch Kali und Natron kommen vor (13—22 5%).

Die Schlammgesteine (Pelite).

Zu dieser Gruppe gehören die meist aus tonigem Schlamme entstandenen Gesteine. Nach Struktur und Bindungsart unterscheidet man:

Ton, Letten oder Lehm. Verschieden gefärbte, sehr feinkörnige,. mehr oder weniger feinsandige Sedimente, die im feuchten Zustande (können über 70% Wasser aufnehmen) in wechselndem Grade plastisch und im wesentlichen wasserhaltiges Tonerdesilikat sind.

Der reinste Ton (Kaolin) ist ein zusammengeschwemmtes Verwitterungsprodukt, in erster Linie der Feldspate, und daher meist in. Granitgebieten vorhanden. Verunreinigt, vor allem durch sehr feinkörnigen Quarz, bildet er den gemeinen Ton, der sich entweder fettig (fetter Ton) oder rauh anfühlt (magerer Ton). Der Lehm ist quarzsandig und manchmal reich an kohlensaurem Kalk und Eisenhydroxyd (daher meist gelbbraun gefärbt). Der Letten ist gewöhnlich bunt: braun oder rot, er neigt zur Schieferung (Schieferletten). Alaun ton enthält neben bituminösem Material auch Eisenkies (vitrioleszierend). Die Walker er de ist ein hellfarbiger, grünlicher weicher Ton, welcher nicht plastisch ist und begierig Fett aufsaugt. Salz ton ist ein meist dunkler, von Salz, Gips und Anhydrit durchzogener Ton. Tegel heißt man bei Wien die plastischen Tone der Tertiärformation.

Löß nennt man den kalkhaltigen, manchmal auch sehr feinsandigen Lehm der diluvialen Ablagerungen. Die Schwarzerde (Tschernosem oder Tschernosjom) ist eine besonders humusreiche-Erde. Ein eigenartiges, meist rötliches, toniges Material ist der.1 Laterit der tropischen Regionen, welcher aus der Verwitterung des; unterliegenden Gesteins hervorgeht. (Man vergleiche das S. 96 über die Bodenarten Gesagte.) Beauxit (Bauxit) ist ein Verwitterungsprodukt aus Tonerde, Eisenoxyd und Wasser der Karstgebiete. Wird zur Aluminiumgewinnung verwendet.

Die Kalkschlammgesteine lassen sich nur schwer von den* organogenen Gesteinen trennen. Sie sollen daher mit diesen im Zusammenhänge besprochen werden. Die großartigsten Schlammablagerungen vollziehen sich heute in den großen Meeresbecken in dem Tiefseeregionen. Genaueres wurde darüber schon früher (S. 113) gesagt.

Schieferton ist geschiefert, aber nicht zu fest gebunden; an der Luft leicht verwitterbar. Kohlenschiefer, durch kohlige Beimengung dunkelblauschwarz bis schwarz, wird oft so bitumenreich, daß er brennt (Brandschiefer). Die Alaun- oder Vitriolschiefer sind reich an kohligen Beimengungen und Eisenkies, bei dessen Verwitterung (Vitrioleszieren) Eisenvitriol oder Schwefelsäure und durch Wechselwirkung auch Tonerdesulfat entsteht.

Tonschiefer, hart und steinartig, ausgezeichnet schieferig, in dünne Platten spaltbar.

Verschiedenfarbige Dachschiefer und dunkle Tafelschiefer. Im nördlichen Mähren und in Schlesien weit verbreitet, bei Goslar am Harz, an der Lahn, in Thüringen, ferner bei Angers in Frankreich, Bangor in England (N.-Wales) usw. Griffelschiefer, in einzelne Stifte spaltbar, z. B. bei Sonneberg im Thüringerwald.

Für die Dachschiefer (aus Deutschland) hat J. Hirschwald erhalten: Tonerde 13 — 36%, Kieselsäure 36 — 64%j Eisenoxyd 1—9%, Alkalien 05—6%, Zweifach-Schwefeleisen (FeS₂) 005 bis 3*8%, KalkO—25%, Magnesia IT—7*3%. An Kalk und Schwefeleisenreiche Schiefer sind von minderem Werte. Wetterbeständige Dachschiefer sind glimmerreich, hart, gut mit Kieselsäure gebunden, frei oder arm an zersetzbarer kohliger Substanz, frei von Eisenkies (FeS₂) und von geringer Wasseraufnalimsfähigkeit. Hirschwald hat deutsche Schiefer nach 310—630jähriger Verwendung noch in „ziemlich brauchbarem Zustande“ gefunden.

Die schieferige Struktur dieser Gesteine ist nur selten aut dünnschichtige Ablagerung, sondern meistens auf Druckwirkung zurückzuführen, welche auch bei den geschichteten Gesteinen mitwirkt, um sie schieferig werden zu lassen. In vielen Fällen zeigen nämlich diese schieferigen Gesteine außer der Schichtung noch eine Absonderung nach verschiedenen anderen Richtungen, was auf in bestimmten Richtungen erfolgte Druckwirkung zurückzuführen ist (transversale Schieferung). Die Griffelschiefer lassen Druckschieferung nach zwei Richtungen erkennen. Die Schieferung ist sonach eine Folge der Dynamometamorphose. Auch die Faltung im großen sowie die Fältelung im kleinen ist eine Nachwirkung des Gebirgsdruckes, wodurch die betreffenden Ablagerungen zusammengeschoben (gestaucht) wurden. Dabei kam es zuweilen zu Zugwirkungen (Streckungen) in einzelnen Partien.

Die Trttmmergesteine entstehen sonach durch Anhäufung von Gesteinstrümmerw'erk. Die Verbindung der losen Massen zum festen Gestein erfolgt durch Ablagerung eines Bindemittels zwischen die losen Teile. Eine recht gute Vorstellung für die Art der

Fig. 191. Rollstiick aus dolomitischem Kalk mit Kalksinterbildungen an der Unterseite, die Oberseite korrodiert.

(Nach der Natur.)

Bildung dieses Verbandes geben uns gewisse Kalkrollsteine der Kalkschottermassen, z. B. des Steinfeldes bei Wiener-Neustadt, welche oben verwittern und aufgelöst werden, während sich an ihrer Unterseite Sinterbildungen ansetzen (Fig. 191). Auf solche Weise können aus den losen Trümmergesteinen Kalkstein- oder Dolomitbreccien, Konglomerate und Sandsteine entstehen.

Die Bindung der losen Ablagerungen zu festen Gesteinen erfolgt teils durch Bindemittel, welche aus den betreffenden Ablagerungen selbst herstammen, teils durch solche, welche von außen zugeführt werden. Die im Wasser gelösten Stoffe sind es, welche das Bindemittel liefern. Solche Bindungen erfolgen manchmal rein örtlich, so daß sich um gewisse Punkte herum von innen nach außen rundliche oder vielformige feste Körper, ,.Konkretionen“, bilden. So entstehen

im Lößlehme die sogenannten Lößmännchen, Lößptippchen, Lößkindein (Fig. 192), unregelmäßige vielformige Körper mit kalkigem Bindemittel; auf ähnliche Weise auch die rundlich scheibenförmigen Knollen, welche man Imatrasteine (nach dem Imatrafalle am Ladogasee) oder Laukasteine genannt hat (nach dem Walde Sucha Lanka unweit Olomuczan in Mähren), und die auch zu zweien („Brillensteine“, Fig. 193) und mehreren miteinander verschmelzen. In losen

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Fig. 192. Lößkonkretionen („Lößmännchen“). (Nach F. v. Richthofen.

Sanden trifft man brotlaibartige größere solche Konkretionen, die miteinander verwachsend ganze Sandsteinbänke bilden können. — In Tonen finden sich Konkretionen aus eisenschüssigem Kalk: die „Septarien“. Auch Brauneisen-, Toneisenstein- und Spateisensteinknollen („Sphärosideritlinsen“) treten in gewissen Schichten als konkretionäre Anhäufungen aus im Wasser gelöst gewesenen Eisen- und Kalkverbindungen auf. Ganz ähnliche Gestalten werden weiters

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Fig. 198. Kalkkonkretion („Brillenstein“) ans diluvialem Lehm von Hirt bei Althofen in Kärnten.

(Nach der Natur.)

aus Kieselerde gebildet, die, offenbar von aufgelösten Kieselausscheidungen gewisser Organismen (Spongiennadeln, Radiolarien, Diatomeen stammend, in Kalkgesteinen Konkretionen formen (Feuerstein-, Hornstein-, Jaspisknollen), welche sich gleichfalls nicht selten zu Schichten vereinigen. Ganz ähnliche unregelmäßige Formen zeigt der Menilit (wasserhaltige Kieselerde), wie er sich in gewissen dünn-plattigen Mergelschiefern (Menilitschiefern) findet.

3. Die vulkanischen Triimmergesteine.

Vulkanische Tuffe oder ßreccien.

Sie stellen mehr oder weniger fest verbundene oder auch lose Anhäufungen von vulkanischen Auswurfsprodukten (Blöcken, Bomben, Lapilli, Aschen) dar. Die ersteren setzen auch die vulkanischen Schlammströme zusammen und werden je nach der Natur des Gesteinsmaterials, aus dem sie gebildet sind, unterschieden in Diabas-, Melaphyr-, Trachyt-, Andesit-und Basalttuffe. Zum Teil sind es Absätze vulkanischer Auswurfstoffe im Meere oder in Seen. Bimssteintuff (Posilipptuff von Neapel, besteht hauptsächlich aus Bimssteinbrocken) und Trail („Duckstein“, Tuffstein) wurden schon besprochen (S. 180). Puzzolan- und Santorin-erde setzen sich aus vulkanischem Sand („Aschen“) zusammen und sind ebenso wie der Traß zu hydraulischen Mörteln verwendbare Tuffe.

IV. Die organogenen Gesteine.

I. Die zoogenen Sedimentgesteine.

Kalksteine.

Dichter, massiger Kalkstein kommt in den verschiedensten Farben vor. Politurfähige, in der Architektur verwendbare Kalke werden als Marmor kalke bezeichnet. Sie werden nach Färbung und Vorkommen genannt. Schöne Marmorkalke finden sich am Unters-berge bei Salzburg (weiß und gelblich), bei Ischl, Hallstatt, Adnet, Hallein (meist rot oder weiß gefleckt) usw.¹).

Das Auftreten von tierischen Überresten (Kalkschalen der verschiedensten Organismen, S. 133 ff.) charakterisiert die organogene Natur derartiger Kalksteine.

Enthalten Kalksteine neben Calciumkarbonat auch Magnesiumkarbonat, so nennt man sie dolomitische Kalke, und wenn beide Karbonate nahezu im Gleichgewichte stehen, Dolomite.

In manchen Fällen bildet sich Dolomit direkt aus Auflösungen von Calcium- und Magnesiumkarbonat als Quellenabsatz. Manche Travertine z. B. weisen einen größeren Gehalt an Magnesiumkarbonat

ł) Über die Marmorarten der Alten vergleiche man R. Lepsius, Griechische Eine entwickelte Marmorkalkindustrie besitzt

Marmorstudien. Berlin 1890.

Belgien (jährlich bei 12.000 m³), auch Norditalien. Der belgische „Granit“ ist ein dunkelgrauer Bergkalk mit vielen hellfarbigen Versteinerungen (Korallen und andere). Die Marmorkalke der Steinindustrie werden hauptsächlich nach den Farben unterschieden: giallo (gelb), giallo e nero (gelb mit dunklen Flecken),, nero d’Egitto (dunkel mit weißen Adern), fior di persico (grauweiß mit roten Flecken), lumachello (bräunlich mit dunklen Muscheleinschlüssen), rosso antico (rot mit dunklen Flecken und Adern) usw.

auf. Organogene Bildungen besitzen meist nur einen geringen Gehalt davon (0*1 bis über 10%). In manchen Korallenstöcken hat man übrigens einen dolomitischen Charakter nachzuweisen vermocht, bis zu 20% MgC0₃. (Man vergleiche die Erfahrungen z. B. am Funafuti-Atoll, S. 138.) In den heutigen Kalkschlammabsätzen der Tiefsee spielt das Magnesiumkarbonat keine Rolle. Man sah sich daher genötigt, bei der Erklärung der Entstehung der gewaltigen Massen dolomitischer Kalke und Dolomite, z. B. in den beiden Kalkzonen der Alpen, zu recht verschiedenen Annahmen und Hypothesen die Zuflucht zu nehmen.

Der Gehalt des Meerwassers an Magnesiumchlorid und Magnesiumsulfat ist, wie wir gesehen haben (S. 18), ein verhältnismäßig geringer und beträgt kaum ein Fünftel des Gehaltes an Natrium- und Calciumverbindungen. Unter gewissen Umständen mag er sich übrigens recht beträchtlich steigern (Bildung der Absätze ansehnlicher Massen von Magnesiumchloriden und -Sulfaten in gewissen Steinsalzablagerungen: „Abraumsalze“). Vielfach beobachtet man in den Kalkgebirgen förmliche Übergänge von Kalken in Dolomite und man nimmt an, daß dieselben durch eigenartige Umwandlung^- (Dolomitisierungs-) Vorgänge bedingt worden seien. Magnesiahaltige Kalksteine können durch Auflösung und Fortführung des Kalkkarbonates relativ magnesiareicher werden. Solche Kalke werden dadurch häufig löcherig (Zellenkalk, Zellendolomit, „Rauchwacken“). — Schon F. v. Richthofen hat die Entstehung der Südosttiroler Dolomite durch Einwirkung von Magnesiumchloriden und -Sulfaten auf Korallenriffe zu erklären gesucht. G. v. Tschermak betrachtet es am wahrscheinlichsten, daß magnesiabikarbonathaltige Wässer die Umwandlung bewirkten.

Man hat ferner viele Versuche angestellt, um die Dolomitbildung zu erklären, auch bei erhöhter Temperatur und erhöhtem Druck. (Man vergleiche G. Linek, Zeitschr. d. Deutschen geol. Ges., 1909, und E. Philipp is Arbeit, Neues Jahrb. f. Min. usw., Festschrift, 1907).

Enthalten Kalke bituminöse Beimengungen (bituminöse Kalke), so erkennt man dies beim Zerschlagen oder beim Reiben derartiger Kalkstücke an dem Gerüche (Stinkkalke). Bei geringer Tonbeimengung spricht man von mergeligen Kalken. (Übergang zum Kalk- und Tonmergel.)

von

faserigem Bau. Sie umschließen nicht selten organische Körper, z. B. kleine Schneckenschälchen, Bruchstücke von Muschelschalen, oder

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Eine in gewissen Ablagerungen sehr verbreitete Erscheinungsform dichter Kalke bilden die Kalkoolithe („Rogensteine“). Dieselben bestehen aus hirsekorn- bis erbsengroßen rundlichen Körnern mehr oder weniger deutlich konzentrisch-schaligem oder radial-

nur Sandkörnchen. Man nahm zum Teil auch an (G. Linek, 1903), daß sie, jetzt Kalkspat, ursprünglich als Aragonit-Sphärolithe vorhanden waren. Die Erklärungsversuche über ihre Entstehung sind noch nicht entscheidend abgeschlossen. Man dachte an konkretionäre Bildungen, d. h. an Stoffanhäufung oder Stoffgruppierung um gewisse Ansatzpunkte herum oder an Körper von ähnlicher Entstehung, wie diese für die „Erbsensteine“ von Karlsbad erkannt ist. Während jedoch die „Erbsensteine“ (Pisolithe) nur räumlich beschränkte, an die kalkreichen heißen Quellen gebundene Vorkommnisse sind, haben die Oolithe eine geradezu enorme Verbreitung (Juraoolithe: „Oolith-formation“). Auch durch organische Prozesse sollen manche Oolithe gebildet worden sein, sie seien Produkte kalkabsondernder Algen (nach Art der Lithothamnien). E. Kalkowsky (1908) hat sich vorgestellt, die Oolithe und die sie begleitenden, in Schichten auftretenden Kalke (Stromatolithe) im norddeutschen Buntsandstein seien Kalkausscheidungen „niedrig organisierter pflanzlicher Organismen“, wobei von diesen Organismen selbst nichts übrig geblieben sei. Auf der Oberfläche gewisser Korallenriffe werden gleichfalls Oolith-bildungen angegeben; dabei soll eine Überkrustung in Bewegung-befindlicher kleiner Körperchen die Ursache ihrer Entstehung sein. Ballung innerhalb feinschlammiger Ablagerungen wäre gleichfalls ein immerhin denkbarer Vorgang, beobachtet man doch solche Erscheinungen bei manchen feinpulverigen Stoffen.

Auch Eisenoolithe sind weit verbreitet, und zwar sowohl Braunais Roteisenoolithe. Die erbsen- bis bohnengroßen, schalig gebauten Bobnerze erinnern lebhaft an die erwähnten Erbsensteine, während die echten Eisenoolithe den Kalkoolithen analoge Bildungen sein dürften.

Die dichten plattig-schieferigen Kalksteine sind häufig tonhaltig (tonige Kalksteine). Sie liefern lithographische Steine, Fußbodenplatten usw. Weltberühmt sind die großen Steinbrüche von Solnhofen und Eichstädt an der Altmühl in Bayern (Solnhofener oder Kelheimer Platten von gleichmäßig dichter Beschaffenheit).

Die von J. Hirschwald untersuchten Kalksteine bestehen aus 50—100% Calcium- und Magnesiumkarbonat ; Eisenkarbonat 0 bis 4-8%, Ton 0 bis 19*27%• Sie können Quarzsand bis 37%, bituminöse und kohlige Stoffe bis 3% enthalten. Besonders ungünstig ist bei Bausteinen die Beimengung von Eisenkiesen der Vitrioleszierung und Gipsbildung wegen.

Mergel nennt man Gemenge von Ton mit Calcium- und zuweilen auch Magnesia mkarbonat. Der Tongehalt schwankt zumeist zwischen 20—50% und darüber. Kalkmergel nennt man das Gestein, wenn

das Calciumkarbonat, Tonmergel (über 70—75% Ton), wenn der Ion (Tonerdesilikat) im Überschüsse bei geringer Kalkbeimengung vorhanden ist; dolomitische und sandige Mergel, wenn sie Magnesiumkarbonat oder feinen Quarzsand enthalten; Zement- oder hydraulischen Mergel, wenn d. h. im Wasser erhärtenden Mörtel liefern. Es gibt auch bituminöse, dunkelfarbige Mergel, z. B. der Kupferschiefer, der die Kupfererze in feiner Verteilung führt.

sie durch Brennen hydraulischen,

gen: Flammenmergel.

Die Mergel enthalten oft noch verschiedene andere Beimengun-es gibt glaukonitische, glimmerige Mergel, dunkelfleckige

Durch Behandlung der Mergel mit verdünnter Salzsäure kann man den unlöslichen Tongehalt als Rückstand erhalten. Offenbar sind die Kalk- und Tonmergel auf Bildungen ähnlich den Schlammassen der Tiefsee an der Grenze der Kalk- und Tonschlammgebiete zurückzuführen.

Erdiger Kalkstein. Dahin gehört die weiße Schreibkreide (aus Schalen winziger Urtiere, der Foraminiferen, Zerreibsei von Muschelschalen verschiedener Art u. dgl. bestehend), welche auf der Insel Rügen, auf Seeland und Möen, in Nordfrankreich und im südöstlichen England vorkommt. Sie ist ein Kalk von großer Reinheit (95—98% kohlensaurer Kalk). Ganz besonders häufig finden sich darin auch die schon erwähnten mikroskopisch kleinen Kalkscheibchen, die man auch in dem Tiefseekalkschlamm der heutigen Meere in Unmassen antrifft, die Kokkolithen. Sie haben 0*01—0*015 mm Durchmesser und treten teils als Einzelkörper, teils in kugeligen Ballungen, zu den Kokkosphären vereinigt, auf. Die ersteren hat man in die einfach scheibchenförmigen Diskolithen und in die Cyatholithen, etwas schalenförmig vertiefte Doppelindividuen, unterschieden (Fig. 104, S. 113).

Ein überaus mürber zoogener Kalk ist der hauptsächlich aus Foraminiferen- und Bryozoënmaterial bestehende gelbliche „Kreidetuff*⁴ von Mastricht a. d. Maas. Er ist reich an Feuersteinknollen.

Von den Korallenkalken („Riffkalken") und den verschiedenen Muschelkalken, den Crinoiden- und Nummulitenkalken war schon (S. 133 ff.) die Rede.

Zu den zoogenen Kalksteinen sind auch gewisse Abarten des sogenannten Leitha kalkes, des Hauptbausteines von Wien zu zählen, und zwar die aus Foraminiferenschalen, Bryozoönstöckchen und Muschelschalen bestehenden, mürben Amphisteginen- und Bryozoënkalke. (Steinbrüche bei St. Margarethen und Loretto am Leithagebirge, Zogelsdorf am Manhartsgebirge.) Neben tierischen Resten finden sich

darin aber auch recht häufig die Stöckchen kalkabsondernder Algen (Lithothamnien), welche zusammen mit Muschelschalentrümmern die viel festeren Lithothamnienkal ke bilden. (Steinbrüche bei Wollersdorf am Rande der Ostalpen, bei Kaisersteinbruch, Mannersdorf usw. am Leithagebirge.) Die „Leithakalke“ sind somit zum Teil auch phytogene Kalke. Ähnliche, meist etwas löcherige Kalke bezeichnet man zuweilen als „Grobkalke“. Der Grobkalk („Calcaire grossier“) von Paris ist im Aussehen den Leithakalken ähnlich, aber von höherem (eocänem) Alter.

Zu den zoogenen Gesteinen gehören dann die aus Anhäufungen yon Wirbeltierresten gebildeten Knochenbreccien, wie sie sich in

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Fig. 194. Guanoabbau auf den Chinchainseln an der peruanischen Küste

(heute abgebaut.)

(Xach L. Simonin, Les pierres.)

manchen Höhlen und Klüften im Kalkgebirge einstellen (z. B. die Bärenhöhlen von Gailenreuth in Franken, Sloup in Mähren, im Kreuzberg in Krain usw.). Eine weit verbreitete Ablagerung ähnlicher Art nennt man nach dem englischen Vorkommen Bonebed. Es besteht aus Knochen, Zähnen, Schuppen, fossilen Exkrementen (Koprolithen) usw. und findet sich z. B. im südwestlichen Deutschland, aber auch in England, in ganz bestimmten, später zu besprechenden Gesteinshorizonten.

Ungeheure Anhäufungen von Vogelexkrementen bildeten die Guanolager, welche besonders auf den peruanischen Chinchainseln (Fig. 194) an schroffen, bis 40 m hohen Wänden am Meeres-lifer, des Gehaltes an Calciumphosphat wegen, als wichtiges Dung-material abgebaut werden. Das oben zur Darstellung gebrachte Vorkommen ist seit langem ausgebeutet.

2. Die phytogenen Sedimentgesteine.

Die fossilen Kohlen.

Über die Verkohlungsvorgänge vergleiche man S. 130. Anthracit (bitumenfreie Steinkohle, Magerkohle), schwarz mit. schwarzem Striche. Er enthält mehr als 90% Kohlenstoff (S. 130), wenig Wasserstoff und Sauerstoff und mehr oder weniger Aschenbestandteile. D=l⁻4—1*7. Brennwert 9000—9500 Wärmeeinheiten

(Kalorien).

Der gemeine Anthracit ist Samtschwarz mit unvollkommenem Metallglanze und muscheligem Bruche, der graphitartige Anthracit (Steiermark) eisenschwarz, abfärbend¹).

Der vornehmlich durch Gebirgsdruck entgaste Anthracit ist im Feuer unschmelzbar, verbrennt nur bei starkem Luftzuge und dann ohne Flamme und Ranch; er liefert unter allen Kohlen den durchschnittlich höchsten Wärmeeffekt.

In Südwales, im belgisch-französischen Kohlenrevier tritt Anthracit zwischen Schwarzkohlenflözen auf. Die wichtigsten Anthracit-lager finden sich im Staate Rhode Island und im östlichen Teil des Staates Pennsylvanien (gefaltet); dieselben Flöze sind weiter im Westen (ungefaltet) als gasreiche Schwarzkohle entwickelt²). Sehr reiche Anthraeitlager besitzt auch Nordchina (Provinz Schansi).

Als äußerstes Glied des VerkoblungsVorganges könnte man den Graphit betrachten, wenn man etwa Kontakteinwirkungen auf Anthracit oder Schwarzkohlen heranzöge. Bei gangförmigen Vorkommnissen, z. B. auf Ceylon, hat man an Fumarolenbildungen gedacht. Wichtig ist, daß man Graphit auch in der Form von Schüppchen und Täfelchen in Hochofenschlacken angetroffen hat.

²) Schon diese oben angeführte Tatsache der Verschiedenartigkeit gefalteter und flach liegender Kohlenflöze in Nordamerika deutet auf die Wichtigkeit der Einwirkungen des Gebirgsdruckes oder von Druckkräften überhaupt auf den Verkohlungsvorgang. Dies wird auch durch die weitgehende Karbonisierung der bald zu erwähnenden mesozoischen Alpenkohlen bestätigt. Sehr schön zeigen dies auch die noch viel jüngeren, in die oberste Kreide gestellten, stellenweise in Schwarzkohle umgewandelten, wenig bedeutenden Balkankohlen. Eine ganz merkwürdige Erfahrung teilte Petzhold (1882, Ref. im N. Jahrb. f. Min. 1883, I, S. 530) mit, der beim Rammen von Pfählen für die Eisenbahnbrücke über den Rhein bei Alt-Breisaeh, an Stauchungsstellen einzelner nicht gut eindringender Piloten Verkohlung mit bis zu 90% Kohlenstoff, also förmliche Anthracitbildung nach etwa 2000 Schlägen des Rammblockes in ein und einer halben Stunde beobachtete, eine Beobachtung, die durch G. Steinmann vollkommen bestätigt wurde. (E. Kays er, Lehrbuch der Geologie 1912, I. Bd., S. 526.)

Scliwarzkohle (Steinkohle, bituminöse Steinkohle), schwarz, mit schwarzem Striche. Sie enthält 75 bis gegen 90% Kohlenstoff neben Wasserstoff und Sauerstoff und einem wechselnden Aschengehalte. Brennwert zwischen 6000 und 8000 und mehr Kalorien.

Man unterscheidet die Schwarzkohlen nach dem Verhalten beim Verbrennen in Magerkohlen und Fett- oder Flammkohlen.

Nach dem Aussehen kann man von einander halten:

Glanzkohle und Pechkohle oder Mattkohle, je nach dem gröberen oder geringeren Glanze; spröde, leicht zerbrechlich, mit großmuscheligem Bruche. Rußkohle oder Faserkohle, seidenglänzend, abfärbend, wie Holzkohle. Sie bildet dünne Schichten in der Glanz- und Pechkohle und ist als ein Kennzeichen echter Schwarzkohle zu betrachten. Cannelkohle ist eine sehr bitumenreiche Pechkohle. Sie besitzt matten Wachsglanz und ist nicht spröde, sondern zähe. Daher läßt sie sich drechseln, polieren und zu allerlei Zierat verarbeiten. Sie ist wegen ihres Bitumenreichtums zur Leuchtgasbereitung vorzüglich geeignet. Sehr zähe ist auch der geologisch jüngere Gagat oder Jet (Liasformation von England, Schwaben, Frankreich usw.).

Eine ganz besonders gas-, aber auch aschenreiche, weiche, braungefärbte Masse, die Bogheadkohle, findet sich in manchen Steinkohlenflözen (Schottland, Pilsen in Böhmen usw.). Sie erinnert mehr an Harze oder an Asphalt als an Steinkohle.

Nach dem Verhalten im Feuer sind zu nennen: Backkohle (Fett- oder FJammkohle), welche in der Hitze erweicht und schmilzt, so daß sie bei der trockenen Destillation (Leuchtgaserzeugung) zu einer harten Masse (Koks) zusammenbackt. Diese Kohle dient vorzüglich zur Leuchtgas- und Koksbereitung. Sinterkohle, welche in der Hitze nur unvollkommen backt und keine festen Koksstücke liefert; Sandkohle, deren Pulver in der Hitze gar nicht sintert (Magerkohle).

Die Schwarzkohle kommt so wie der Anthracit in mehr oder weniger mächtigen Schichten, den sogenannten Kohlenflözen, vor. Die Avichtigsten Steinkohlenlager (der Karbonformation) in Österreich-Ungarn sind: in Böhmen die beiden großen Kohlenbecken von Kladno-Schlan-Rakonitz und von Pilsen sowie das Schatzlarer Kohlenrevier, welches seine Fortsetzung in Preußisch-Niederschlesien hat; in Schlesien und Mähren das Becken von Ostrau-Karwin, ein Teil des großen oberschlesischen Kohlenbeckens, von welchem ein weiterer Teil bei JaAvorzno in Galizien auf österreichisches, ein kleiner Teil auch auf russisches Gebiet reicht. In Ungarn sind die Schwarzkohlen von Fünfkirchen und von Steierdorf (Lias) zu nennen. Endlich auch eine Reihe von Vorkommnissen am Nordfuße der Alpen, wie die

beiden letztgenannten jüngeren Alters (Trias, Lias und Kreide). Die drei bedeutendsten Kohlenbecken Deutschlands sind das oberschlesische Kohlenbecken, das Saarkohlenbecken und das Kohlenrevier an der Ruhr auf der rechten Uferseite am Niederrhein, mit seiner Fortsetzung auf dem linken Ufer, in Holländisch-Limburg, Belgien und Nord-Frankreich. Ausgedehnte Kohlenlager besitzt England, der größte in Ausbeutung begriffene Kohlenreichtum liegt in den Vereinigten Staaten Nordamerikas, deren Kohlenfelder einen Flächenraum bedecken, welcher größer ist als das Deutsche Reich. Die nächstgrößten Kohlenfelder kommen in China vor. (Man vergleiche die ausführlicheren Darstellungen bei der Steinkohlenformation.)

Die Schwarzkohlenflöze liegen oft in großer Zahl zwischen Sandsteinen und Schiefertonen, diese häufig Pflanzenversteinerungen führend. Die Anzahl der Kohlenflöze in einzelnen Revieren ist un-

gemein groß. Im Mährisch-Ostrauer Gebiete kennt man 173 abbaubare Flöze mit etwa 152'5 m Kohle. (Schwarzkohlenflöze von 0-3 m Mächtigkeit sind in der Regel abbauwürdig.) In Jaworzno zählt man nur 10 Flöze mit 30‘7 m Kohle, das mächtigste mit über 7 m Dicke. Das Redenflöz in Preußisch-Obersclilesien wird 12, das Johannflöz von Mährisch-Ostrau 4 m mächtig. In Pennsylvanien kennt man Flöze von 20 m Mächtigkeit und darüber.

Braunkohle, meist von schwarzer Farbe, aber mit braunem Striche. Kohlenstoffgehalt 55—75%, gewöhnlich mit viel Aschenbestandteilen. Braunkohlen brennen mit langer rußender Flamme. Es sind jüngere (Tertiär-) Kohlen. Brennwert zwischen 3700 (und weniger) und 6000 Kalorien. Braunkohle färbt beim Schütteln mit Kalilauge diese dunkelbraun, während Schwarzkohle sie ungefärbt läßt oder nur sehr wenig färbt. Braune Glanzkohle, schwarz, spröde, oft mit Glasglanz, nicht abfärbend; braune Pechkohle, pechschwarz, spröde, mit mattem, pechähnlichen Glanze; gemeine Braunkohle, schwarzbraun, mit mattem, fettglänzenden Bruche, Übergänge in Lignit bildend; Lignit (holzige Braunkohle), Farbe und Strich braun, Kohlenstoffgehalt bis gegen 70%, Aschengehalt gewöhnlich sehr hoch; zeigt deutliche Holzstruktur. Der meiste Lignit stammt von Koniferenhölzern her (Fig. 196). Papierkohle (Blätterkohle, Dysodil) ist bräunlich, bitumenreich, meist dünnblättrig. In der Gegend von Bonn sehr mächtig (bis 17 m). Besonders bitumenreich (Wachskohle oder Pyropissit, ein Erdwachs führend) sind die sächsischen Schwelkohlen.

Die wichtigsten Braunkohlenlager in Österreich-Ungarn sind, und zwar von Glanzkohle: Leoben, Eibiswald, Trifail in Steiermark,

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Toula, Geologie. 3. Aufl.

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Fig. 195. Abbau des bis über 30 m mächtigen Braunkohlenflözes bei Dux (Böhmen).

(Nach einer Photographie von H. Eckert in Prag.)

Häring in Tirol; von gemeiner Braunkohle und Pechkohle: das Eger-Falkenauer, Brüx-Dux-Teplitzer Kohlenbecken im westlichen und nordwestlichen Böhmen (bei Dux und Brüx mit einer Mächtig-

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Fig. 196. Stammstrünke von Sequoien aus der Senftenberger Braunkohle.

(Nach K. Keilhack.)

keit des Hauptflözes bis weit über 30 m, Fig. 195); von Lignit: das Köflacher Becken in Steiermark, das Wolfsegger Becken in Oberösterreich usw. Größere Braunkohlenvorkommnisse des auch an Braunkohlen reichen Deutschland sind die bei Bonn und Köln, die sächsich-thüringischen Becken, jene der Ober- und Nieder-Lausitz, hier die Grubenfelder von Senftenberg (Fig. 196) und andere.

Torf ist ein Aggregat von verschiedenen, in langsamem Ver-kohlungs- (Vermoderungs-) Vorgänge befindlichen Pflanzenteilen. Torfmoose {Sphagnum), Heidekräuter und Riedgräser spielen dabei die Hauptrolle. Er ist in der Regel ungemein reich an Aschenbestandteilen. Besonders in Norddeutschland und in Irland weit verbreitet ; in Deutschland 4*6% der Landfläche einnehmend, in Irland sogar 10%. Bedingung für die Entstehung des Torfes in den Torfmooren in den mittleren Breiten ist ein hoher Grad von Bodenfeuchtigkeit. Hochmoore, infolge der Wasseraufsaugung durch die Torfmoose sich flachkuppelförmig aufwölbend und manchmal zu Moorausbrüchen führend; Flach- oder Grünlandsmoore sind flach- oder tief liegende Torfmoore.

Pechtorf, eine schwarze, festgelagerte Masse, bildet in der Regel die untersten Partien der Torflager und ist im getrockneten Zustande der Pechkohle sehr ähnlich. Fasertorf besteht aus deutlichen, untereinander verwebten Pflanzenfasern mit wenig einheitlicher Masse. Seine Farbe ist licht- oder rotbraun. Nach den an der Torfbildung

14*

hauptsächlich Anteil nehmenden Pflanzen unterscheidet man auch Moos-, Rasen-, Heide- und Holztorf.

Häufig treten Di atom een-Anhäufungen in den Torflagern auf. Weiters finden sich i verschiedene Harze. Das „Mineralmoor“ von Franzensbad in Böhmen ist reich an Sulfatquellen (Glaubersalz, Bittersalz und Eisenvitriol).

Ausführliches über die Steinkohlen: Geinitz, Fleck undHartig, Die Steinkohlen Deutschlands und anderer Länder Europas, München 1865. H. Mietzsch, Geologie der Kohlenlager, Leipzig 1875. F. Toula, Die Steinkohlen, Wien 1888. H. Potonié, Entstehung der Steinkohlen, 1910. 0. Stutzer, Kohle (Allgemeine Kohlengeologie), Berlin 1914.

II. Band des Werkes: „Die wichtigsten Lagerstätten der Nichterze“. A. Dannenberg, Geologie der Steinkohlenlager, I. Band, Berlin 1915.

Kohlenwasserstoffe oder Bitumen.

Asphalt (Erdpech), eine schwarze, fettglänzende Masse von bituminösem Gerüche, welche bei niedriger Temperatur fest ist, leicht bei etwa 100° schmilzt, mit rußender Flamme brennt und in Petroleum löslich ist. Ein Sauerstoff führender Kohlenwasserstoff. D = PI—P2.

Sehr bekannt sind das Asphaltvorkommen am Toten Meere und der Asphaltsee¹) auf der Insel Trinidad (Südamerika). Gewöhnlich gewinnt man den Asphalt aus bituminösen (asphalthaltigen) Kalksteinen oder Schiefern (DalmatieD, Albanien, Neuenburg oder Neuchâtel in der Schweiz, Seefeld in Tirol usw.). Zerkleinerter Asphaltkalkstein mit 8—10% Bitumen („Stampfasphalt“) kann zu Straßenpflasterungen verwendet werden. Asphalt dient ferner zur Anfertigung der Asphaltpappen.

Erdwachs (Bergwachs, Ozokerit), grünlichbraun bis gelb, wachsartig, weich; dasselbe kommt gewöhnlich dem Petroleum benachbart vor. Ein Kohlenwasserstoffgemenge (CH₂)n mit etwa 85% Kohlenstoff, ■das zwischen 56 und 82° C schmilzt. Reiche Vorkommnisse finden sich in Galizien bei Borysław und Truskawice, in der Moldau und auf der Insel Tscheleken im Kaspisee. Soll sich nach R. Zuber (1898) bei erhöhter Temperatur und starkem Gebirgsdruck in flüssiges Erdöl verwandeln können. Es wird hauptsächlich zu Zeresin und Paraffin verarbeitet.

Petroleum (Steinöl, Erdöl, Naphtha), flüssig, gelb, braunrot, oft deutlich grün fluoreszierend. D = 0-6—0⁻9. Chemisch ein Gemisch von Kohlenwasserstoffen: CnH2n + 2 (Steinöl aus Pennsylvanien), CnH2n solches aus Baku und andere.

9 Derselbe ist rund und hat bei 2 km im Durchmesser.

Der vorzüglichste Fundort in Österreich ist die Gegend von Borysław in Galizien (im Flyschgebiete der Karpathen), in bituminösen Sandsteinen und Mergelschiefern. Es tritt in mehreren geologischen Schichtlagen auf, vor allem in den oberkretazischen Ropiankasehiefern, in eocänen Fischschiefern und im Neogen. Auch in Rumänien liefern ganz ähnliche Schichten reichliche Ausbeute, hier kennt man Erdöl ferner noch aus den tertiären Congerien- und Paludinenschichten. In den karpathischen Petroleumgebieten haben sich besonders die aufgewölbten (antiklinalen) Sattelbildungen für Bohrungen erträgnisreich erwiesen. In großer Menge findet es sich bei Baku am Kaspischen Meere, wo es aus tertiären Sanden und Sandsteinen durch etwa 1500 Bohrlöcher zutage tritt, dann in Nordamerika, so in Pennsyl-vanien in Canada usw. Die amerikanischen Vorkommnisse liegen zum Teil in Hohlräumen alter (paläozoischer) Kalke. Die Bohrlöcher liefern oft gewaltig große Mengen, die aber nach einiger Zeit versiegen.

Die Ausbeute an Petroleum wurde für 1902 mit etwas über 23 Mill. Tonnen angegeben, wovon 11 Millionen aus Baku, 10 Millionen aus den Vereinigten Staaten stammten. Für 1909 wird eine Ausbeute von etwa 40 Millionen Tonnen angegeben, wovon 80% auf die beiden Hauptgebiete entfielen. Im Jahre 1912 ergaben sich folgende Ausbeuten:

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„ Niederländisch-Indien „ Österreich (Galizien) .

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Weitausbeute .

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Der Ursprung des Petroleums wird teils auf verwesende und verkohlende Pflanzenanhäufungen, teils auf Massen von verwesenden fettreichen Tieren zurückgeführt. In neuerer Zeit hat man auch in Diatomeen das Vorkommen einer wachsähnlichen Substanz nachgewiesen, aus welcher man ähnliche Öle herzustellen vermochte. C. Engler hat (1890) aus E'iscktran unter Anwendung von Wärme und hohem Druck eine petroleumähnliche Substanz dargestellt. R. Zuber vertrat (1898) die Meinung, das „Erdöl“ habe sich aus pflanzlichen und tierischen Stoffen bilden können, infolge „fauliger Gärung“; er denkt an Planktonansammlungen am Meeresgründe. Eine ähnliche Meinung hat auch H. Potonié ausgesprochen. Dieser (1904) dachte dabei an den sogenannten „Faulschwamm“ (Sapropel), der sich am Grunde der stehenden Gewässer unter Einbeziehung tierischer und pflanzlicher Reste bildet und sich in der Vergangenheit gebildet haben wird. Er ist mehr oder weniger reich an bituminösen Stoffen. F. He usler hat (1896) aus Braunkohlen durch trockene Destillation Naphthene erhalten. (C. Engler und H. Höfer, Das Erdöl, 1909.)

Sehr bitumenreich sind auch die „Brandschiefer", welche sich in gewissen kohleführenden Formationen besonders häufig finden (z. B. im oberen Steinkohlengebirge, in der Dyas usw.)

Zwischen den verschiedenen Formen der bituminösen Stoffe und dem Petroleum scheint ein gewisser Zusammenhang zu bestehen.

Auch des Bernsteines wäre hier zu gedenken.

Kieselgur oder „Infusorienerde“.

Hierher gehören magere, licht gefärbte Erden, welche aus den Kieselpanzern von mikroskopisch kleinen Diatomeen (Spaltalgen) bestehen. Solche Ablagerungen sind in Norddeutschland sehr verbreitet. Am Südrande der Lüneburger Heide (bei Oberohe) kennt man ein Lager von 10 m Mächtigkeit; wurde im Untergründe von Berlin angetroffen. Auch bei Franzensbad in Böhmen ruhen auf Moorgrund bis 0'2 m mächtige Anhäufungen. Bei Jastraba in Ungarn kommt ein fast 5 m, bei Richmond in Virginien ein stellenweise bis 10 m mächtiges Lager vor. Der Tripoli von Oran gehört gleichfalls hierher.

Der überaus dünnblätterige Polierschiefer von Kutschlin bei Bilin in Böhmen ist ebenso aus Diatomeen zusammengesetzt und wird bis über 1 m mächtig.

Nach Ch. G. Ehrenberg kommen auf einen Kubikzentimeter über 2200 Millionen Diatomeenpanzer.

Sehr ähnlich im Aussehen ist die Radiolarienerde, welche neben Diatomeen, Spongiennadeln usw. aus Kieselgerüsten der Radiolarien besteht und also vorwiegend zoogener Natur ist. 278 Radio-larienarten sind von Barbados und von den Nikobaren bekannt geworden. Aber auch im Tripel von Oran finden sich, wenn auch weniger häufig, Radiolarien.

Zu den phytogenen Sedimentgesteinen gehören, wenigstens teilweise, die schon erwähnten Litliothamnienkalke. Dieselben wurden früher als „Nulliporen“ bezeichnet und für zoogen gehalten. Auch die Gyroporellenkalke enthalten kalkabsondernde Algen (Gyroporellen).

Unter der Mitwirkung von Fadenbakterien, welche aus eisenhaltigen Wässern das Eisen als Eisenoxyd in ihren Zellscheiden ablagern (Eisenbakterien), entstehen die Sumpf- und Wiesenerzablagerungen und dergleichen Bildungen.

B. Geotektoiiik oder die Lehre you der Lagerung der Gesteine und roni Gebirgsbau¹).

In bezug auf die Lagerung der Gesteine unterscheidet man normale Lagerung oder Auflagerung und abnorme oder durchgreifende Lagerung.

Die Auflagerung (normaler Gesteinsverband) ist das gewöhnliche Lagerungsverhältnis der Sedimentgesteine: eine Gesteinsschichte liegt über der anderen. Eine größere Anzahl solcher übereinander liegender Schichten, welche sich ihrer Natur und Entstehung nach als etwas Zusammengehöriges erweisen, nennt man eine Schichtenreihe oder ein Schichtensystem. Die Dicke einer einzelnen Schichte oder auch eines ganzen Schichtensystems, senk-

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Fig. 197. Wellenschlagspuren oder Kipplemarks auf einer Sandsteinplatte vom Heßberge bei Hildburghausen in Sachsen-Meiningen.

(Nach der Natur, Vs der natürl. Gr.)

recht auf die Oberfläche gemessen, bezeichnet man als die Mächtigkeit der Schichte oder des Schichtensystems.

Einzelne Schichten in einem Schichtensysteme, welche von den übrigen durch eine besondere mineralische Beschaffenheit sich auszeichnen, werden auch als Lager oder Flöze bezeichnet, z. B. Kalksteinlager im Gneis, Kohlenflöze im Kohlensandstein usw. Diejenige Schichte oder Gesteinmasse, welche über einer anderen liegt, nennt man nach der Bergmannssprache „das Hangende“ und die darunter folgende „das Liegende“ der betreffenden Schichte oder Gesteinsmasse.

Wenn Schichten von verschiedener Natur, z. B. Sandsteine und Schiefer, wechseln, so bedeutet dies, daß wir jede Schichte als das-Ergebnis einer gewissen Ablagerung anzusehen haben, in der auch

*) Dieser Abschnitt der Geologie wird auch die architektonische Geologie genannt.

die die Ablagerung bedingenden physikalischen Verhältnisse zum Ausdrucke gelangen. Die Begrenzungsflächen (Schichtflächen) dürfen wir als mit der Bildung des Gesteins im innigsten Zusammenhänge stehend betrachten, auch dann, wenn Schichten desselben Inhaltes übereinander folgen. Die Beschaffenheit der Schichtoberflächen kann sehr verschieden sein. Nicht selten ist die obere (hangende oder „Dach-“) Fläche verschieden von der unteren („Sohlfläche“) einer Schichte. Diese Flächen sind entweder glatt und eben oder mit recht verschiedenartigen Unebenheiten, z. B. mit welligen

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Fig. 198. „Versteinerte Regentropfen“ (Abgußoberfläche) aus den Triassandsteinen vom Connecticut Eiver, Ver. St. von N.-A.

Aus einer großen Platte der geologischen Sammlung der k. k. Technischen Hochschule in Wien.

Furchen und Rippen bedeckt („Wellenschlagspuren“ oder „Ripple-marks“, Fig. 197), welche in manchen Fällen auch durch das Windgebläse erzeugt sein könnten, wie man dies an Dünenoberflächen beobachten kann. Eigenartige rundliche Eindrücke hat man als durch aufschlagende Regentropfen auf plastischen Bodenoberflächen entstanden erklärt (Fig. 198). Auch durch Gasblasenentbindungen werden in schlammigen Ablagerungen ähnliche Näpfchen gebildet werden können. Die darüber abgelagerte Schichte wird Abgüsse solcher Näpfchen, also Erhabenheiten entstehen lassen. Manche Schichtoberflächen, besonders der Flyschsandsteine, sind mit mannigfaltigen, unregelmäßigen Wülsten, mit an Zopfgeflechte erinnernden Erhabenheiten, mit vielfach verästelten kleinbogigen Wulstanordnungen, mit oft regelmäßigen, in der Form an die Bienenwabenoberflächen erinnernden

Netzen usw. bedeckt. Man hat die letzteren Palaeodictyon genannt (Fig. 199). Solche, teils als Kriechspuren verschiedener Würmer, Krebse u. dgl. gedeutete oder auf gewisse Algenformen bezogene Bildungen wurden als Hieroglyphen bezeichnet (Fig. 200—205). Andere wieder lassen unregelmäßige Wülste erkennen, die auf das lebhafteste an die Ausfüllung der Sprünge erinnern, welche auf austrocknendem Schlamm entstehen.

Manche Schichtflächen sind bedeckt mit Muschel- und Schneckenschalen. Eindrücke von Fährten verschiedener Tiere trifft man zu-

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Fig. 199. Palaeodictyon aus dem Karpathensandstein von Rybia SSO von Woikowitz in Österr.-Schlesien.

Nach einer photographischen Aufnahme. Original in der geologischen Sammlung der k. k. Technischen

Hochschule in Wien.

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weilen auf Schichtoberflächen an, die als Vogel-, Reptilien- oder Amphibiensteine („Ornithichniten“ usw.) erklärt werden (Fig. 206). Auch Pflanzenabdrücke bedecken häufig die Schichtoberflächen.

Ein merkwürdiges, wie verzahntes Ineinandergreifen der Schichten, von ihren Sehichtoberflächen aus, zeigen gewisse dichte Kalke (Muschelkalke) Mitteldeutschlands. Man hat diese Erscheinungen Stylolithen (Fig. 207) genannt und auf Druckwirkungen zurückgeführt, wodurch Teile der einen Schichte in die benachbarte hineingepreßt worden seien. Auch die im Querbruche an die Schädelknochennähte erinnernden. weniger tief greifenden Verzahnungen, wie sie in Kalken der Trias sehr häufig zu sehen sind, gehören hierher. Die Duten-

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Fig. 204. (Natürl. Größe.)

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Fig. 200—205. Hieroglyphen auf Flyschsandsteinen des Wiener Waldes bei Wien.

(Nach Originalen der geologischen Sammlung der k. k. Technischen Hochschule in Wien.)

Fig. 200. Flyschhieroglyphe aus dem Eocänsandsteine von Greifenstein a. d. Donau. (Möge als Criophycus ramosus bezeichnet werden.)

Fig. 201. Halimeda Saportae Fuchs. Flyschalge aus dem Eocänflysch von Kritzendorf.

Fig. 202. Ceratophycus. Nach W. Ph. Schimper eine „Zylinderalge“, nach Th. Fuchs zu den „Grapho-glyphen“ zu stellen, die er mit den Laichschnüren von Schnecken in Vergleich bringt.

Fig. 203. Belorhaphe („Blitzfaden“) Fuchs = Gylindrites zic/c-zack Heer. Von Th. Fuchs (nach Ehlers) als Laichschnur einer Schnecke erklärt. Ähnliche Bildungen hat F. Toula einmal auf einer Schlickbarre an der Donau durch die Bewegung einer Süßwassermuschel (vielleicht von Pisidium amnicum) entstehen sehen. (Verh. der k. k. geol. Reichsanstalt 1908.)

Fig. 20i. Pleurodictyon, wird von Th. Fuchs gleichfalls zu den Graphoglyphen gestellt. Von Greifenstein a. d. D.

Fig. 205. Nemertilites. Fährte eines Bingelwurmes. (Abguß der ursprünglichen Fährte, nach Th. Fuchs) (Das Original von Fig. 205 jetzt im k. k. Naturhistorischen Hofmuseum.)

mergel oder Nagelkalke mit konischen, von der Oberfläche nach innen sich kegelförmig verjüngenden Zapfen sollen hier gleichfalls angeführt werden (Fig. 208). Ihre Entstehung wird ebenso durch von der Schichtoberfläche aus nach einwärts wirkende Druckkräfte erklärt.

Fig. 206. Saurierfährten (Saurichnites salamandroides Gein.) von Kaina bei Hohenelbe. (In natiirl. Größe.)

Das Verhältnis der Auflagerung kommt auch bei Eruptivgesteinen vor, als deckenförmige, stromförmige oder kuppenförmige Lagerung.

Decken sind mehr oder weniger mächtige und ausgedehnte Ausbreitungen der ausfließenden und erstarrenden Eruptivgesteine: Porphyr-, Melaphyrdecken usw. Ströme dagegen sind aufgelagerte Eruptivmassen, welche nach einer Richtung eine vorwaltende Ausdehnung zeigen: Lava-, Basaltströme usw.

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[;Fig. 207. Stylolithen im Muschelkalk des Salzigen Sees (Prov. Sachsen).

Nachfeier” Natur. Original in der geologischen Sammlung der k. k. Technischen Hochschule in Wien.

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Sind die Eruptivgesteine Uber der Ausbruchsöffnung in kegel-, dom- oder glockenförmigen Massen angehäuft, so nennt man solche Auflagerungen im allgemeinen kuppenförmig (z. B. Porphyr-,

Basalt-, Phonolithkuppen, Fig. 178, S. 177). Über die verschiedenen Erscheinungsformen der aus dem Schmelzfluß erstarrenden Gesteine wurde schon früher gesprochen (S. 183). —

Die sedimentären Schichten mußten, vermöge ihrer Bildung als Absätze aus dem Wasser, ursprünglich eine wagerechte Lage oder wenigstens eine der wagerechten mehr oder weniger angenäherte Lage haben. Solche Schichten zeigen oft weithin die gleiche Mächtigkeit, sie haben dann eine Tafelform (Schichttafeln); oder sie verändern ihre Mächtigkeit, sie werden mächtiger („tun sich auf“) nach der einen, werden weniger mächtig, bis zum Verschwinden oder „auskeilen“,

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Fig. 208. Dutenmergel aus dem kohleführenden Lias von Steierdorf

im Banat.

Nach der Natur. Original in der Sammlung der Lehrkanzel für Mineralogie und Geologie an der k. k. Technischen Hochschule in Wien. ²/s natürl. Größe.

nach der anderen Richtung. Wie bei Sedimenten in den Wasserbecken der Gegenwart die Sinkstoffe der Zeit und dem Raume nach verschieden sind, so war es auch früher. In derselben Schichte kann die Korngröße wechseln oder die Natur des Sedimentes sich ändern. Aber auch Sedimente benachbarter Bodenflächen können ineinander übergehen oder die eine Form der Ablagerung über eine auskeilende benachbarte hinübergreifen; in einer späteren Ablagerungszeit mag dann der Vorgang in umgekehrtem Sinne erfolgen, was noch wiederholt eintreten kann (auskeilende Wechsellagerung, Fig. 209).

Wo die Schichten mehr oder weniger steil aufgerichtet erscheinen, da müssen spätere Lagerungsstörungen oder Dislokationen eingetreten sein. Man bezeichnet Schichten mit gegen die ursprüng-liche veränderter, gestörter Lagerung als dislozierte oder gestörte Schichten, im Gegensätze zu den ungestörten, nicht dislozierten Schichten mit horizontaler Lagerung.

Über die Richtung gestörter Schichten oder ihre geognostische Lage gibt man sich Rechenschaft, indem man das „Streichen“ und „Fallen“ („Einfallen“ oder „Verflachen“) derselben bestimmt. Unter Streichen versteht man die Richtung einer auf der Schichtungsfläche gezogen gedachten, wagerechten Linie, verglichen mit dem Meridian des betreffenden Ortes, unter Verflachen einer Schichte deren Neigung gegen die wagerechte Ebene. Die Richtung des Verflächens steht jederzeit auf der Streichungslinie senkrecht.

Fig. 209. Auskeilende Wechsellagerung.

Zur l Bestimmung des Streichens und Verflächens dient der bergmännische Kompaß (Fig.210), an welchem gewöhnlich auch noch ein Senkel, Neigungsmesser, ein sogenanntes Klinometer zur

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Fig. 210. Ein bergmännischer Kompaß.

Bestimmung des Neigungswinkels der Schichten angebracht ist. Die Bezeichnung an der Gradeinteilung ist so vorgenommen, daß die Lage der Fläche im Raume sofort abgelesen werden kann (W und O vertauscht). Je 15° der Gradeinteilung bilden das. was der Bergmann eine „Stunde“ nennt. Bei der Bestimmung mit dem Kompaß muß der Grad der Deklination am Beobaehtungsorte (westliche oder östliche Deklination) als Korrektur berücksichtigt, bei westlicher abgezogen, bei östlicher aber zugezählt werden.

Das Streichen und Verflachen bestimmt die Lage einer Schichte oder einer Schichtenreihe im Raume und wird durch zwei Striche angegeben, von welchen der eine das Streichen und der zweite darauf normale das Verflachen anzeigt. Z. B. bezeichnet V eine von SW nach NO streichende und gegen NW verflachende Schichte. Durch Hinzusetzen des Neigungswinkels der Fläche ist deren Lage genau festgelegt. — Für den Grad der Neigung, das Verflachen einer Schichte, haben sich gewisse Bezeichnungen eingebürgert: so nennt man die Schichte schwebend, wenn sie bis 15° geneigt ist, flach, wenn ihre Neigung zwischen 15 und 45° liegt, tonnlägig, wenn sie zwischen 45—70° geneigt, steil, wenn der Winkel der Neigung ein noch größerer ist, saiger, wenn die Schichte lotrecht (oder nahezu lotrecht) steht. Die wagerechte Lage der Schichte wird angegeben, indem man die Streichungslinie normal durchkreuzt: X- Saiger stehende Schichten werden auch „als auf dem Kopfe stehend“: X) Schichten, welche ihre ursprüngliche wagerechte Lage um mehr als 90° verändert haben, dagegen als „übergekippt“ oder überstürzt bezeichnet. Die an der Erdoberfläche auftretenden, „zu Tage gehenden“ oder „ausgehenden“ Schichtenquerschnitte nennt man die „Schichtenköpfe“. Enden Schichten plötzlich an anderen Gesteinen, etwa an einer Spalte oder Kluft, so spricht man vom „abstoßen“ oder „absetzen“ (m an n in Fig. 215).

Querschnitte, in welchen die Lage der Schichtflächen auf einer lotrechten Bildfläche zur Darstellung gebracht wird, bezeichnet man als geologische Durchschnitte oder „geologische Profile“. Durch die Angabe der räumlichen Ausdehnung der einzelnen Schichten und Schichtenreihen (Schichtenkomplexe) auf der Karte und durch die Darstellung geologischer Durchschnitte erhält man eine richtige Vorstellung von dem geologischen Baue des betreffenden Gebietes.

In den Gebirgen beobachtet man zumeist dislozierte (in ihrer Lage gestörte) Schichten. Gebogene Schichten, welche eine Biegung oder Knickung nach aufwärts (a a‘ in Fig. 211) zeigen, bilden einen Schichtensattel, ein Gewölbe, die Schichten sind an dieser Stelle antiklinal, d. h. nach entgegengesetzter Richtung abfallend. Sind aber die Schichten nach abwärts gebogen, so zeigen sie eine muldenförmige oder Synklinale Lagerung (s s' in Fig. 211). Derartig gebogene Schichten nennt mttn, wenn sich Sättel (Antiklinalen)

und Mulden (Synklinalen) aneinanderreiben, auch gefaltet (Fig.216). Eine Falte besteht immer aus einer Antiklinalen und einer daran anschließenden Synklinalen. Der Gewölbe und Mulde verbindende Teil wird der Mittelsehenkel genannt. Der zum Gewölbe ansteigende Teil heißt der Gewölbe-, der aus der Mulde emporziehende der Muldenschenkel.

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Fig. 211. Bei a a' antiklinale, bei .? s' Synklinale Lagerung.

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Fig. 213. Fächerstellung.

Fig. 212. a Rechtsinnig, b Widersinnig.

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Fig. 214. Konkordante Lagerung.

Fig. 215. Diskordante Lagerung.

Fallen die Schichten in gleicher oder annähernd gleicher Richtung ein, d. h. sind sie in demselben Sinne, nach derselben Richtung geneigt wie der Abfall des Hanges, welcher aus ihnen besteht, so nennt man sie rechtsinnig, sie „fallen vom Gebirge ab“ (bei a, Fig. 212); fallen die Schichten jedoch gegen den Berg ein, so nennt man sie widersinnig (bei b, Fig. 212). Fallen die Schichten von einer Mittelachse nach allen Richtungen hin ab, d. h. legen sie sich mantelförmig um dieselbe, wie es z. B. bei den Lava-, Schlacken-und Tuffschichten vieler Vulkane der Fall ist, so wird eine solche Lagerungsform eine periklinale genannt, fallen sie dagegen von allen Seiten her gegen eine mittlere, tiefste Stelle zu, so spricht man von einer zentroklinalen Lagerung. Sie tritt sehr schön bei beckenförmigen Ablagerungen auf (z. B. bei Stein- und Braunkohlenbecken). Eine besondere Schichtenstellung ist die fächerförmige (Fig. 213), bei welcher die Schichten beiderseits gegen eine mittlere, senkrecht stehende Schichtenpartie unter verschiedenen Winkeln einfallen.

Bei a und b in Fig. 212 und 214 „gehen die Schichten zu Tage“, beim Besteigen eines solchen Berges geht man über die „Schichtköpfe“ hinweg.

Schichten oder Schichtensysteme, die in paralleler Lage aufeinander folgen (a und b, Fig. 214), heißt man übereinstimmend, gleichförmig (konkordant) gelagert. Der Schichtenkomplex m in Fig.215 stoßt an den Schichten n ab; die beiden Schichtensysteme zeigen verschiedene Lagerungsverhältnisse, sie sind ungleichförmig oder diskorkant (Fig. 69, S. 85). Ein derartiges Verhältnis zeigen

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Fig. 216. Gefaltete kristallinische Schiefer (Hornblendegneis) am Kamp in Niederösterreich, gegenüber der Rosenburg.

(Vach einer Originalphotographie.)

z. B. auch die im allgemeinen wagerechten Ablagerungen der Niederung südlich von Wien den steiler aufgerichteten Gesteinen des Randgebirges gegenüber. (Man vergleiche das betreffende Profil.)

Greifen Schichten diskordant über ältere Ablagerungen, dieselben bedeckend, hinüber, so nennt man dieses Verhältnis Überlagerung.

Sind solche überlagernde Schichten Absätze aus dem Meere, so deutet dies auf eine Hebung des Meeresspiegels oder auf ein Versinken der älteren Bildungen hin; die überlagernden Schichtgebilde sind also durch ein Übergreifen (Transgredieren) des Meeres über seine früheren Grenzen entstanden. Ablagerungen dieser Art werden Trans-gressionen genannt. Häufig gehen solchen Transgressionen weitgehende Abtragungserscheinungen (Abrasionen) des später überlagerten Gebietes voraus. Man vergleiche z. B. das Profil südlich von Prag: Kreide über Silur (Fig. 298, S. 300) oder das Profil durch die Eifel: Bunter Sandstein über Devon (Fig. 292, S. 296).

Schichten, welche längs einer Kluft (a b, Fig. 217 und 218) aus dem Zusammenhänge gebracht erscheinen, werden nach der Lage der betreffenden Bruchstücke als verworfen oder als üb er schoben anzusehen sein.

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Fig. 217. Verwerfung.

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Überschiebung.

Die einzelnen aus dem Zusammenhänge gebrachten Teile werden nach dem Gebrauche der Bergleute als die „Trümmer“ („Trümer“) bezeichnet, und zwar nennt man dasjenige derselben, welches auf der Kluft liegt, das „hangende“, das andere das „liegende Trumm“. Erscheint das hangende Trumm nach abwärts verschoben, so spricht man von einer „Verwerfung“, im anderen Falle von einer „Überschiebung“ oder einem „Wechsel“.

Das Maß der Störung wird angegeben durch Messung des Abstandes der in beiden Trümmern auftretenden gleichen Schichtflächen, in der auf diese Senkrechten. Diesen Abstand nennt man die normale Sprunghöhe, bei wagerecht lagernden Schichten die saigere Sprunghöhe. Mißt man die betreffende Entfernung auf der Kluft-fläche, so bezeichnet man dies als die „flache Sprunghöhe“.

Die Verwerfungs- oder Überschiebungsflächen (Rutschflächen) lassen, wenn die Trümmer sich aneinander gerieben haben, Scheuerungs- oder Streifungserscheinungen erkennen, die manchmal spiegelnd glatte Flächen erzeugen („Harnische“ oder „Spiegel“). Nach solchen Streifungen kann man die Richtung der Bewegung bestimmen.

Überschiebungen sind in allen Verhältnissen bekannt, von den winzigen, in Millimetern ausdrückbaren, in Handstücken von zer-

15

Toula, Geologie. 3 . Aufl.

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Fig. 219. Ein Teil der nordschottischen Überschiebung.

(Nach B. Peach, J. Horne und Arbeitsgenossen.)

1 Gneis. 2 Silur, die oberste Partie mit kleineren Verschiebungen. 1 a Überschobener Gneis.

(W—0 eine Strecke von etwa zwei englischen Meilen = 3*2km.) V—Ut Hauptüberschiebungsfläche.

quetschten Gesteinen, zu jenen, die beim Erz- und Steinkohlenbergbau nachgewiesen wurden (Fig. 293, S. 297, das Profil durch das Devon und Karbon der Gegend von Aachen und durch das belgische Kohlenrevier), bis zu solchen, welche ganze Gebirge in Mitleidenschaft gezogen haben (man vergleiche z. B. das Profil durch die Cheviot

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Fig. 220. Streichende, rechtsinnige Verwerfung.

Fig. 221. Streichende,

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Fig. 224. Querschlägige,

Verschiebung ( „ Blattverschiebuug “). ss, s, und s₂ die Streichungsrichtungen, aa die Kluft- und Verschiebungsflächen („ Verwerfer“). Verwerfungen und Überschiebungen (Fig. 220—223) erfolgen im allgemeinen durch Störungen in lotrechtem, Verschiebungen (Fig. 224 und 225)

in wagerechtem Sinne.

Fig. 223. Streichende, widersinnige Überschiebung.

Fig. 225. Spießeckige, rechtsinnige Verschiebung.

Hills im westlichen Northumberland). Solche Überschiebungen mit 6 —13 km Schubweite (!) sind seit längerer Zeit (1888) aus den schottischen Hochlanden bekannt (Schub von Ost nach West, Fig. 21^). Später wurde ähnliches auch im zentralskandinayischen Berglande durch A. E. Törnebohm (1896) angenommen, an einer schwebenden Überschiebungsfläche von West gegen Ost. Über die große Überschiebung im Steinkohlengebiete Belgiens und Nordfrankreichs mit Schub von S nach N, siehe Fig. 294, S. 297. — Auch in Deutschland fehlt es nicht an Überschiebungen, es sei nur jene in der Lausitz und im angrenzenden Nordböhmen erwähnt, wo auf eine Strecke von etwa 170 km Granit und Syenit von Norden her über die Kreide, an einer steil nordwärts fallenden Überschiebungsfläche, hinaufgeschoben wurden.

In großartigster Weise wurden jedoch Überschiebungsvorgänge zur Erklärung tektonischer Erscheinungen in den Alpen, besonders in den Westalpen, herbeigezogen, wo z. B. H. Schardt (1893) Überschiebungen zwischen der Isère und dem Lech(!) angenommen hat, wonach eigentlich die ganzen Kalkalpen, von der Trias bis zur Kreide, gegen Nord über das Tertiär hinüber geschoben worden sein sollen. Überschiebungen im Ausmaße von 40 und mehr Kilometern! — Auseinandersetzungen dieser Art würden über den Rahmen eines elementaren Lehrbuches hinausgehen, um so mehr, als die Erklärung dieser Vorgänge zum Teil nur durch phantasiereiche Hypothesen zu versuchen wäre.

Die Klüfte oder Spalten, an welchen Verschiebungen erfolgen, nennt man Verwerfungs- oder Überschiebungsklüfte oder -spalten. Diese Klüfte können ein geschichtetes Gebirge in den verschiedensten Richtungen durchsetzen. Ihre Lage im Raume kann auf dieselbe Weise wie bei den Schichten, durch ihr Streichen und ihr Verflachen, angegeben werden. Stehen sie sehr steil oder lotrecht, so spricht man von Saigersprüngen.

Stimmen die Streichungsrichtungen der Schichten und das Streichen der Kluft überein, so ist die Verschiebung eine streichende, und je nachdem das Verflachen in demselben oder im entgegengesetzten Sinne erfolgt, eine rechtsinnig oder widersinnig streichende. Verlaufen die Streichungslinien senkrecht oder annähernd senkrecht aufeinander, so ist die Störung eine querschlägige. Schneiden sich die Streichungslinien unter einem spitzen Winkel, so spricht man von spießeckigen Verwerfungen oder Überschiebungen, die wieder recht- oder widersinnig sein können (Fig. 220 bis 225).

Wird das eine Trumm an einem anderen in horizontalem Sinne verschoben, so bezeichnet man eine derartige Veränderung wohl auch

15*

als „Verschiebung“ im engeren Sinne und die Fläche, an der die Verschiebung erfolgte, als das „Blatt“ („Blattverschiebung“, Fig. 224).

Derartige Störungsvorgänge treten nicht selten in mehr- und selbst vielfachen Wiederholungen ein, so daß man von Sprung- und Verwerfungssystemen sprechen kann. Dabei können recht verschiedene Fälle eintreten, die sich in der Natur im großen an ganzen Gebirgen, aber auch im kleinen, in einzelnen Handstücken, beobachten lassen. Als Beispiel sei auf die von vielen Klüften durchsetzten Ruinenmergel hingewiesen (Fig. 226).

Die wichtigsten Fälle sind: die Staffelbrüche, die Hör stund Grabenbildungen (Fig. 227—229).

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Fig. 226. Ruinenmergel („Ruinenmarmor“) von Lengfeld.

(Aus dem Wiener Sandsteine.)

(Nach der Natur in Vs der natürl. Größe.)

Dichter mergeliger Kalk mit unzähligen feinen Bruch- und Verschiebungslinien. Staffelbriiche, Graben-und Horstbildungen der verschiedensten Art werden ersichtlich. — Die Farbenstreifen, in der Zeichnung dunkel, sind eine Folge der von außen gegen innen erfolgten Umfärbung durch Bisenhydroxyd.

Ausfüllungen von Klüften im Gebirge durch andere Gesteine bezeichnet man als Gänge. Diese sind entweder Gesteinsgänge (Granit-, Porphyr-, Basaltgänge usw.) (Fig. 232, S. 232) oder Mineraloder Erzgänge, „Erzadern“ (Fig. 65, S. 82).

Die Lage der Gänge wird nach der Richtung ihres Streichens angegeben, zuweilen auch nach der Weltrichtung: Morgen- bis Mitternachtsgänge (von SO bis SW und gegen NW bis NO streichend). Die Mächtigkeit ist selbst im Verlaufe eines und desselben Ganges eine wechselnde, „der Gang tut sich auf“, er wird „verdrückt“. Im Freiberger Revier (Fig. 231) sind die meisten Gänge zwischen 015—0 5 m mächtig, der mächtigste erreicht 6 m. — Eine enorme Weite erreichte der höchst merkwürdige Comstockgang (Comstock Lode) in Nevada, er ist aber sehr verschieden mächtig und reicht

bei einer Gesamtlänge von etwa 7 Ton in recht wechselnde Tiefe. Er wurde bis in 900 m Tiefe betrieben, wobei man Wasser von 69⁻4° C antraf, welches das weitere Vordringen zur Unmöglichkeit machte. Das Gangmaterial ist eine quarzige Masse und zersetztes Trümmerwerk. Der Erzgehalt war in der ganzen Masse verteilt,

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Fig. 227. Staffelbrüche.

Fig. 228. Horst.

Fig. 229. Graben.

jedoch in einzelnen Körpern von unregelmäßiger Form sehr angereichert („Bonanzas“): gold- und silberhaltige Erze, zumeist verschiedene Glanze und zu oberst viel Hornsilber. Die Gesamtausbeute zwischen 1859—1889 betrug 4820 Tonnen Silber und 214 Tonnen Gold im Werte von nahezu 1400 Millionen Kronen (Fig. 230).

Eine eigenartige Erscheinung der Gänge ist ihr mannigfaltiges Verästeln, Zertrümmern und das zuweilen vorkommende Wieder-aneinandertreten (Scharen) der Trümmer.

Die Gänge stehen mit den von ihnen durchsetzten Gesteinen im durchgreifenden oder abnormen Verbände.

Von den Gängen gilt vielfach das von den Verwerfungsspalten Gesagte. Sie treten wie diese häufig in Verbänden auf, wobei die jüngeren die früher gebildeten durchgreifen können (Fig. 232). Solche Kluft- und Gangverbände sind in Erzgebieten häufig zu beobachten.

Eine Vorstellung von einem Gangsystem gibt Fig. 231: ein Teil des Freiberger Ganggebietes nach der von R. Beck (1903) veröffentlichten Karte von H. Müller und H. Gretschel.

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Fig-. 280. Schnitt durch den Comstockgang. (Nach G. F. Becker, 1882.)

Durchsetzende Massen von bedeutenden Größen nennt man Stöcke oder Stockmassen. Sie können sowohl innerhalb geschichteter als auch innerhalb massiger Gebirgsglieder auftreten und sind entweder von linsenförmiger, keilförmiger, ellipsoidischer oder von ganz unregelmäßiger Gestalt, wie z. B. die Granit-, Syenitstöcke usw., welche, wie wir gesehen haben, mit den Lakkolithen (Fig. 128, S. 140) eine gewisse Ähnlichkeit haben und mit verschiedengestalteten Ausläufern (Apophysen) in das durchsetzte Gestein hineinreichen (Fig. 232).

Manchmal bilden die Verwerfungsklüfte förmliche Bruchnetze, indem bestimmt orientierte Klüfte nach anderen Richtungen von jüngeren Klüften durchkreuzt werden, oder radial verlaufende Sprünge von umlaufenden (peripherischen). Das erstere Verhalten zeigen z. B. die Kluft- und Gangverbände des sächsischen Erzgebirges (Fig. 231),

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Fig. 231. Karte eines Teiles des Freiberger Ganggebietes mit den Erz-und Gesteinsgängen.

(Nach H. Müller und H. Gretschel. Aus R. Beck, Lehre von den Erzlagerstätten. 1903.)

das letztere erkennt man in muldig gebauten Einsenkungsgebieten („Kesselbrüchen“, Fig. 233).

Verwerfungen und Überschiebungen treten sowohl in ungefalteten als auch in gefalteten Gebieten auf. Es wurden dabei bisher nur Fälle ins Auge gefaßt, bei welchen es zu einer vollständigen Aufhebung des ursprünglichen Verbandes kam. Es kommt jedoch auch

vor, daß die Störungen ohne eine vollständige Trennung erfolgen. Ein Beispiel bilden die Tafelabbiegungen oder Kniefalten, die F lex uren (Fig. 234), bei welchen ein Teil der Schichten abgesunken ist, der mit dem in höherem Niveau verharrenden Teile durch ein mehr

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Fig. 232. Granitgänge verschiedenen Alters im Gneis des Ilztales im ostbayrischen Waldgebirge.

(Nach W. Gümbei.)

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oder weniger gestrecktes Zwischenstück in Verbindung blieb. Diese Verbindung kann sich in anderen Fällen so sehr auszerren, daß es zum völligen Zerreißen kommt. Dies ist bei dem Verhältnisse der Fall, welches man als „Schleppung“ bezeichnet, Verwerfungen mit geschleppten Bändern (Fig. 235—237). Diese Erscheinungen sind besonders in ausgesprochenen Tafelländern vorhanden (Fig. 235, S. 233).

Fig. 233. Radialsprünge, durchsetzt von peripherischen oder umkreisenden Brüchen. (Nach E. de Margerie und Alb. Heim.)

Was nun die verschiedenen Fälle anbelangt, welche bei Schichten fait ungen auftreten, so ist zuerst festzuhalten, daß die Sättel (oder Antiklinalen) entweder aufrecht, schief oder liegend sein

können; die aufrechten Sättel zeigen im Profile vollkommene Symmetrie (in Fig. 238), bei den schiefen (Fig. 239) und liegenden (Fig. 240) sind die beiden Schenkel ungleich geneigt, der Sattel ist

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Fig. 234. Schnitt durch eine „Tafelabbiegung“ oder Kniefalte (Flexur).

Fig. 235. Flexurverwerfung. Auszerrung oder Schleppung an der Abbiegungsfläche.

Fig. 237.

Fig. 236.

Verwerfungen mit geschleppten Rändern.

(Fig. 234 bis 237 nach E. de Margerie und Alb. Heim.)

somit einseitig. In gefalteten Gebieten sind die Sattel- oder Gewölbehöhen häufig ganz oder teilweise abgetragen; man spricht dann von Luftsätteln (Fig. 239).

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Fig. 238. Aufrechte Antiklinale (aufrechter Sattel).

Fig. 239. Schiefe Antiklinale mit Luftsattel.

Fig. 240. Liegende Antiklinale.

(Fig. 238 bis 240 nach E. de Margerie und Alb. Heim.)

Infolge der die Faltung bedingenden Zusammenschiebung ursprünglich flach gelagerter Schichttafeln kommt es, je nach dem Vorgänge, zu recht verschiedenen Erscheinungsformen der Falten.

Fig. 241. Normale Falte.

Fig. 242. Falte mit ausgezerrtem Mittelschenkel.

Fig. 243. Falteniiberschiebung.

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Fig. 244. Gefalteter Eötidolomit mit Quartenschiefer.

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Faltung mit verschiedengradigen Auszerrungen der Mittelschenkel.

(Nach der Natur in ²/₂ der natürl. Größe.)

Dabei wird besonders der Mittelschenkel beansprucht und es kann zur Auszerrung („Auswalzung“, „Ausquetschung“) desselben und bis zur vollständigen Aufhebung des Zusammenhanges kommen. Im letzteren Falle entsteht die Faltenüberschiebung (Fig. 241—249). In gefalteten Gebieten (Faltengebirgen) treten die verschiedensten Formen der Faltenbildungen auf, die oft sehr mannigfaltige Erscheinungen bedingen und durch die mit auftretenden Überschiebungen und Verwerfungen und durch den nachherigen Abtrag kompliziert werden. Auf alle diese Fälle einzugehen, würde zu weit führen. Nur einige der auffallenderen sollen angeführt werden. Auch diese lassen sich sowohl im großen in ganzen Gebirgen, als auch im kleinen an Handstücken beobachten (Fig. 244).

Werden die Schenkel der Falten durch weitgehende Zusammenschiebung parallel, so nennt man die Falten gleich geneigt oder isoklinal (Fig. 245), die Schenkel können dabei aufrecht (saiger) stehen oder schiefgestellt (Fig. 245) oder liegend (Fig. 246) auftreten.

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Fig. 245. Ein System von gleichgeneigten (isoklinalen) Falten mit Luftsätteln.

Ein eigentümlicher Fall entsteht dann, wenn das Maximum der Zusammenschiebung etwa in der Mittellinie der Falten liegt und entweder nur die Sattelwölbungen oder die Muldentiefen und Sattelwölbungen

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Fig. 246. Liegende isok.linale Falten.

ausweichen können; dadurch bildet sich z. B. bei den Antiklinalen die Fächerstellung (Fig. 247, Fächerfalten). Sättel und Mulden können dabei förmlich abgetrennt (eingefaltet) werden (Fig. 248 und 249). Durch Wiederholung der Faltung kann es in diesen Fällen auch zu

Fig. 247. Fächerfalten.

nochmaliger Faltung eingeklemmter Faltenteile kommen (Wiederfaltung von Antiklinalen und Synklinalen, Fig. 250 und 251).

Eine regelmäßige Schichtenfolge, wie sie z. B. in Fig. 246 gegeben ist, wird man sofort als ein isoklinales Faltensystem erkennen und etwa so deuten, wie es die Figur zeigt. Eine Schichten-

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Fig. 248. Eingefaltete Synklinale.

Fig. 249. Eingefaltete Antiklinale.

Fig. 250. Wiederfaltung einer eingeklemmten Synklinale.

Fig. 251. Wiederfaltung einer eingeklemmten Antiklinale.

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Fig. 252. Schuppenstruktur. (Wiederholte Faltenüberschiebung.)

Eine Erklärung versuchen die punktierten Linien des mittleren Teiles zu geben.

folge dagegen, welche eine Unsymmetrie aufweist, wie das Beispiel in Fig. 252, wird man als eine wiederholte Faltenüberschiebung

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Fig. 258. Gefalteter Quarzglimmerphyllit von Hirt bei Friesach in Kärnten am linken Talhange der Mettnitz, gegenüber der Enge von Zwischenwässern.

Nach der Natur in natürlicher Größe gezeichnet. Originale in der Sammlung der Lehrkanzel für Geologie an der k. k. Technischen Hochschule in Wien. — Alle die abgebildeten Stücke und zahlreiche weitere stammen aus einem kleinen Straßenschottersteinbruch mit kaum 20 m² Entblößung des anstehenden Gesteins. 1, 2. Mit W-förmiger Faltung. 3, 4. Mit stark ausgezerrten Mittelschenkeln. 5. Kraus gefaltet, mit zerbrochenen und nach Art der , .Sehuppenstruktur“ zum Teil übereinander geschobenen Faltenbruchstücken in der rechten unteren Ecke. 6. Faltensysteme mit Verschiebungen zwischen den drei Faltengruppen. 7. Eben erscheinende mit bis zum Parallelismus zusammengeschobenen engen Falten.

(„Schuppenstruktur“) erklären können. Man vergleiche dieFig. 253 mit sehr verschiedenen Faltungserscheinungen an Handstücken eines Quarzglimmerphyllits von Hirt bei Friesach in Kärnten.

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Fig. 254. Idealprofil durch die Alpen von der Zentralzone bis ins Alpenvorland, mit der Glarner „Doppelfalte“. (Nach Alb. Heim.)

1 Jüngeres Tertiär. 2 Älteres Tertiär. 3 Kreide. 4, 5 Jura. 7 Paläozoikum. 6, 8 Kristallinische

Schiefer und Gneis.

Der tektonische Aufbau der Kettengebirge in Regionen weitgehender Faltung bietet alle die angegebenen Fälle und viele andere, deren richtige Deutung oft große Schwierigkeiten bereitet und hypothetische Annahmen notwendig werden läßt. Als Beispiele sei auf die Verhältnisse im Berner Oberlande und auf die Heim sehe Doppelfaltenhypothese für die Deutung des Aufbaues des Glarner Hochlandes (Windgälle-Schächental) hingewiesen (man vergleiche das

Idealprofil A. Baltzers auf S. 2

Fig. 2$} und den betreffenden Teil des Idealprofils der Zentralalpen nach Alb. Heim, Fig. 254).

Fig. 255. Schematischer Bau einer nordalpinen Überfaltungsdecke.

(Nach M. Lugeon. Aus E. Kayser, Geologie I, 1905 und 1912.)

Hier sei im Anschluß an das S. 68 über Gebirgsbildung Gesagte der in neuerer und neuester Zeit aufgetauchten Versuche gedacht, die in den Alpen herrschenden tektonischen Verhältnisse hypothetisch zu erklären. Bei diesen Versuchen spielen die schon erwähnten Über-

Schiebungen (S. 225) eine wichtige Rolle. Die Tatsache des Vorkommens liegender Falten, die man sich entweder als umgelegte, früher aufrecht gewesene oder als übereinander geschobene stellen kann (Fig. 255), führten E. Haug und W. Kilian (1894) zur Annahme großer, über Flyschgesteine geschobener, liegender Falten (Überfaltungsdecken, Alb. Heim, 1905). A. Rothpletz (1897) erklärte die früher als liegende Falten betrachteten tektonischen Erscheinungen am Glärnisch in der Schweiz als vier große Überschiebungen. Marceli Bertrand zeigte (1898), daß in der Gegend von Marseille ältere Massive über die Kreide hinübergeschobene „Überdeckungsschollen“ seien, bei deren Bewegung auch Teile des Sockelgebirges mit einbezogen worden waren. Er vergleicht die Erscheinungen mit der von E. Sueß (1883) über den Nordrand der Karpathen in der Krakauer Gegend ausgesprochenen Vorstellung, wonach die Karpathen als über das Vorland hinübergeschoben aufzufassen wären.

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Das glänzend geschriebene „Antlitz der Erde“ von E. Sueß mit seinem Reichtum an hypothetischen Entwicklungen hat zweifellos die Veranlassung zur Ausbildung der immer kühner hervortretenden Spekulation gegeben. E. Sueß war es, der wiederholt (etwa 1875 in seiner Schrift: „Die Entstehung der Alpen“ und später im „Antlitz der Erde“ 1885—1910) auf die nach Norden gekrümmten Alpen und auf die stauenden Massen: Vogesen—Schwarzwald und die herzynische Masse hingewiesen hat. Als westliche Staumasse wäre das französische Zentralplateau zu betrachten, welches den nach Westen gerichteten Alpenbogen bedingt. (Man vergleiche die geologische Karte von Mittel- und Westeuropa.) Für die über das Tertiär Galiziens hinübergeschobenen Karpathen wird die alte „Russische Tafel“ als Staumasse angenommen.

W. Kilian (1899) erklärte den Bau der Dauphineer Alpen als ein System von nach Westen überschobenen Falten und zog Schuppenstruktur und „Überfaltungen“ zur Erklärung der Erscheinungen heran

M. Lugeon (1902) nahm für das Simplonprofil Fig. 280, S. 275 eine in der Tessiner Gneismasse wurzelnde überschobcne Scholle („Deckscholle“) an, nachdem er ein Jahr früher den Aufbau der West- und zentralen Schweizer Alpen und ihrer Vorlagen allgemein geschildert und die letzteren (vom Mittelmeer bis in die nordöstliche Schweiz und bis zum Rhätikon) als zum Teil bis zu 90 km weit aus Süd nach Nord vorgeschobene, übereinander gelegte Deckschollen gedeutet hatte. Den Rhätikon und das Bündner Kalkgebirge hat G. Stein mann (schon 1899) als über die viel jüngeren Flyschgesteine hinübergeschoben betrachtet. In diesem Gebiete sind in der Tat zweifellose

Überschiebungen vorhanden. Als A. Rothpletz (1902) den Rhätikon als 30 oder gar 70 hm weit von Ost nach West geschoben auffaßte, bezeichnete St ein mann diese Annahme als „nicht nur nicht erwiesen, sondern nicht einmal wahrscheinlich“.

Weiter haben P. Termier und E. Haug (1904) die Über-deckungsschollen-Hypothese („Nappes de recouvrement“ oder „Nappes de charriage“), welche H. Schardt (1893) für die vom Chablais bis zum Stockhorn (Kanton Freiburg) reichenden Kalke aufgestellt hat (die aus dem Süden über den Montblanc! geschoben sein sollen), auch auf die Ostalpen anzuwenden gesucht, wo Überschiebungen zum Teil seit langer Zeit wohl bekannt, zum Teil in neuer Zeit überzeugend nachgewiesen worden sind, aber durchweg ihre Erklärung durch örtliche Vorgänge finden konnten: Überschiebung des Flysch durch die rand-lichen Teile der Kalkzone (Al. Bittner), örtliche Überschiebungen im Sonnwendgebirge (F. Wähner in seiner mustergiltigen Monographie über dieses Gebirge 1903), in Dalmatien (F. v. Kerner 1899), bei Idria (F. Koßmat 1903) u. a, P. Termier erklärte (1903) eigentlich die ganze nördliche Kalkzone der Ostalpen als eine aus den Südalpen, etwa aus dem Gailtalgebiete, nach Nord geschobene Überdeckungsscholle. Die Kalkphyllite und Kalke der Hohen Tauern seien gleichfalls über die älteren kristallinischen Schiefergesteine geschobene Schuppen oder liegende Falten, die älteren kristallinischen Schiefer der Hohen Tauern aber seien als ältere Schubmassen aufzufassen. Die „Wurzeln“ der Kalke und Schiefer am Semmering hätte man in Kärnten zu suchen.

Die Anhänger der Deckschollenhypothese nehmen eine ganze Reihe von zum Teil übereinander lagernden Decken an: Die helvetische oder Glarner Deckengruppe, die penninischen Decken, die lepontiniscken oder Klippendecken (Rhätikon bis zum Chablais) und die ostalpine Deckengruppe. Die Dinarischen Alpen (Dinariden) im Süden und Südosten werden als an die eigentlichen Alpen angeschoben betrachtet. Durch örtlichen Abtrag einer Decke wird die darunter lagernde bloßgelegt („Fenster“). Die Hauptwurzelregion der Decken liegt im Veltlin, in Tessin und im Gebiete bis Aosta. M. Lugeon endlich hat (1903) die von V. Uhlig (1902) durch eine von Nord nach Süd gerichtete Schubwirkung erklärten tektonischen Erscheinungen im Tatragebirge umgedeutet und eine Bewegungsrichtung von Süd nach Nord angenommen (Fig. 281, S. 276).

Wenn ich hier diese Beispiele der neueren Phase der tektonischen Auffassungen andeute — auf mehr darf ich mich nicht einlassen —, so geschieht dies eigentlich gegen meine Überzeugung: daß noch nicht völlig Sichergestelltes in einem Lehrbuche, das grundlegende

Begriffe klarzulegen hat, tunlichst zu vermeiden sei. Wenn ich trotzdem solche Hinweise nicht unterlassen habe, so geschah es aus dem Grunde, weil dadurch ohne viele Worte bewiesen werden kann, wie gefährlich es ist, den Boden exakter Beobachtung zu verlassen und der Phantasie allzu reichen Spielraum zu gewähren. Nichts ist gefährlicher als „Überspekulation“. Wirklichen nachhaltigen Nutzen gewähren nur Erkenntnisse. Wo aber die Überspekulation bei den geführten Beispielen beginnt, das wird jeder denkende Leser bald herausfühlen. — Nachdem ich diese Sätze (1905) niedergeschrieben hätte, erhielt ich eine neuere Schrift E. Stieß’, welche mich jedoch nicht veranlassen kann, das Gesagte zu verändern. Mit der Tatsache, daß G. Stein mann (1905) der Überschiebungshypothese sich anschließt, verhält es sich ähnlich so. Stieß selbst sagt (1905), daß diese Vorstellungen keinen Abschluß bedeuten, sondern „die dem heutigen Stande der Erfahrungen am besten entsprechende Auffassung der Sachlage“ seien. Die Schwierigkeiten sind jedoch so große, daß sie noch zu gar mancher Änderung der „Auffassungen“ führen werden, wie es ja in den Ostalpen in der Tat geschehen ist.

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Die Annahme der Doppelfalte ist heute so ziemlich allgemein aufgegeben. Heim denkt sich nun (1903) die beiden Flügel der Falte als die Reste einer iiberschobenen zusammengehörigen Masse (Deckscholle). Dieses klassische Beispiel zeigt, wie verführerisch und gefährlich es ist, wenn die Phantasie den tatsächlichen Erkenntnissen vorausläuft. Aus diesem Grunde lasse ich das Idealprofil an seiner Stelle als lehrreich und zur Vorsicht mahnend.

Vor kurzem wurde eine neue Auffassung vorgetragen. H. Mylius (1916) kam bei seinen Studien über ein geologisches Profil vom Säntes, S vom Bodensee, zu den Bergamasker Alpen, südlich von der Adda (Veltlin), zu der Vorstellung, daß in den Alpen die Erdrinde nach allen Seiten hin Verschiebungen und Überschiebungen erfahren hat und daß dabei auch einander entgegengesetzt verlaufende Bewegungsvorgänge eine nicht unbeträchtliche Rolle spielen. Dadurch kommt er zu einer Wiedererweckung der selbst von ihrem Erfinder Alb. Heim verlassenen Doppelfalte, wobei er jedoch neben dem Faltungs-vorgang einen solchen von Abspaltungen und mit der Schuppenstruktur vergleichbaren Überschiebungen annimmt. Das Faltenbild der Glarner Doppelfalte entwickelt er aus einem „weit gespannten und vielleicht etwas wellig gefalteten Gewölbe“, wobei die Schenkel beim Einbrüche des Gewölbes durch leicht geneigte Brüche zerstiickt und die Stücke schuppenförmig gegen die nach N und S nach Art einer Synklinalen in die Tiefe gesunkene und zerstückelte Gewölbehöhe geschoben wurden. — Ähnlichen tektonischen Bau, ähnliche

16

Toula, Geologie. 3. Aufl.

Doppelfalten nimmt Myli us auch in den Albula-Alpen: Predaer-und Bergliner-Doppelfalte an, zwischen welchen er eine antiklinale („Pilz-“) Falte einzeichnet.

Alter der Gesteine. Die Betrachtung der Lagerungsverhältnisse der Gesteine ergibt, daß sie nacheinander, durch periodische Absätze oder durch periodische Ausbrüche, also nach und nach, oft in lange andauernden Zeiträumen, gebildet wurden. Das absolute Alter der Gesteine, d. h. das etwa durch eine Anzahl von Jahren, Jahrhunderten oder Jahrtausenden ausgedrückte Alter, läßt sich nur in äußerst seltenen Fällen (z. B. beim Wachstum der Deltabildungen u. dgl.) bestimmen. Die Lagerungsverhältnisse geben aber die Mittel an die Hand, um das relative Alter der Gesteine anzugeben, d. h. um festzustellen, ob irgend ein Gestein früher oder später als ein anderes gebildet worden sei.

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Fig. 256. Gangverwerfung. (Nach K. Keil hack.)

a die ältesten, b ein jüngerer, c der jüngste der Gänge, b und c sind „Verwerter“.

Bei geschichteten Gesteinen in normaler Lagerung sind die unter anderen liegenden Schichten immer älter als die auflagernden, die übergreifenden und transgredierenden Schichten sind jünger als die darunter liegenden, usw. Bei durchgreifender Lagerung ist das durchgreifende Gebirgsglied jünger als alle Gebirgsglieder, welche durchsetzt werden. Gänge, welche andere Gänge durchsetzen, werden jünger sein als die durchsetzten (Fig. 256). Die älteren Gänge erscheinen in solchen Fällen sehr häutig verworfen, und sind dann die verworfenen Gänge (a beziehungsweise auch b) immer älter als der jüngste „Verwerfer“ (e).

Nach diesen Merkmalen kann man das Alter vieler Sedimentgesteine und auch der Eruptivgesteine bestimmen.

Auch die Zeit, in welcher gewisse tektonische Erscheinungen gebildet werden, läßt sich unter Umständen mit einiger Sicherheit bestimmen. So müßte eine Faltung erfolgt sein nach der jüngsten in die Faltung einbezogenen Ablagerung und vor der ältesten ungestört gebliebenen (man vergleiche das Alpeuprofil Fig. 254 nach A. Heim). Wäre z. B. Kambrium über Azoikum bewegt worden und darüber Silur in ungestörter Lagerung vorhanden, so müßte die Verschiebung oder Überschiebung in der Zwischenzeit zwischen Kambrium und der ältesten vorliegenden Silurablagerung erfolgt sein.

Den Inbegriff aller derjenigen Gebirgsglieder, welche gleichzeitig (d. h. in derselben Zeitperiode) gebildet worden sind, nennt man eine Formation oder ein System. Jede Formation stellt also einen gewissen Zeitabschnitt in der Entwicklungsgeschichte der Erde dar; durch gewisse gemeinschaftliche Charakterzlige verbundene Gruppen von Formationen aber bilden vereinigt die geologischen Perioden oder Zeitalter.

Ära, Gruppe oder Zeitalter

Formationen, Systeme oder Perioden

IV.

Känozoische¹) Ära Neozoische Gruppe oder Neuzeit

Anthropo-

zoisches

oder

Quartäres

Zeitalter

16. Alluvium 15. Diluvium

jüngeres ( aufgeschwemmälteres J tes Gebirge

Tertiäres

Zeitalter

14. Pliocän-Form. 13. Miocän-F.

12. Oligocän-F.

11. Eocän-F.

10. Paleocän-F.

jüngeres

älteres

Braunkohlen-

Gebirge

III.

Mesozoische Ära oder Mittelalter

Sekun

däres

Zeitalter

9. Kreide-F. 8. Jura-F.

7. Trias-F.

Quadersandstein-Gebirge

Oolith-Gebirge

Dolomit-Salz-Gebirge

II.

Paläozoische Ära oder Altertum

Primäres

Zeitalter

6. Dyas-(Perm-)F. 5. Steinkohlen-(Karbon-)F.

4. Devonische F. 3. Silurische F.

2. KambrischeF.

Kupfer-Salz-Gebirge

Steinkohlen-Gebirge

jüngeres | Übergangs-oder I Grauwackenälteres 1 Gebirge

1.

Azoische oder Archäische Ära oder Urzeit

1. Urformation

Urgebirge oder kristallinisches Schiefer-Gebirge Grundgebirge der Erde

Q Archaiós und palaiós, alt; méson, die Mitte; eós, Morgenröte; oligos, wenig; meion, weniger; pleion, mehr; neós, neu; anthropos, der Mensch; zóon, das Tier; äzoos, ohne Tiere.

16*

In bezug auf die Eruptivgesteine hat man drei Altersgruppen oder Perioden unterschieden: die paläolithische, die mesolithische und die känolithische Periode.

Nach den sedimentären Bildungen und den in denselben ein-gesehlossenen Versteinerungen kann man in der Geschichte der Erde vier Hauptperioden auseinanderhalten: die Urzeit, das Altertum, das Mittelalter und die Neuzeit mit der Jetztzeit. Diese Zeitalter werden mit Rücksicht auf den Entwicklungsgang des organischen Lebens auf der Erde auch als archäische oder azoische, paläozoische, mesozoische, känozoische mit der anthropozoischen Periode bezeichnet.

Wie die gewählten Namen anzeigen, spielen bei dieser Zeiteinteilung die tierischen Überreste eine besonders hervorragende Rolle. Diese Tiere waren in den ältesten Perioden, mit den in der heutigen Zeit lebenden verglichen, besonders auffallend verschieden und nähern sich in den darauffolgenden Zeitabschnitten allmählich mehr und mehr den jetzt lebenden.

Demnach erhalten wir vorstehende Reihenfolge und Gruppierung der Sedimentformationen.

Auf den geologischen Karten sind die verschiedenen Formationen durch besondere Farben in der Verbreitung, in welcher sie an der Erdoberfläche erscheinen, gekennzeichnet. Durch die geologischen Durchschnitte (Profile) werden, wie schon gezeigt wurde, die Lagerungsverhältnisse der Gesteine und Formationen anschaulich gemacht.

Gebirgsbau. Die physikalische Geographie beschäftigt sich mit der horizontalen und vertikalen Gliederung der Landmassen der Erde (Morphologie der Erdoberfläche); sie lehrt die Höhenverhältnisse, die Form und Verteilung von Gebirgen und Hochebenen, von Tälern und Niederungen, von Halbinseln und Inselgruppen, Meeres-, See- und Flußbecken kennen und stellt ihre Bedeutung für die Verbreitung meteorologischer Vorgänge sowie der Pflanzen und 'Piere fest. Die Geotektonik erklärt die Gestaltungen der Oberfläche der Erde aus dem Gebirgsbau; sie führt die Oberflächenformen zurück auf die Gesteinszusammensetzung, auf die Verbreitung der neben- und übereinander gelagerten Gesteine und Formationen und auf deren Lagerung.

Nach der absoluten Höhe Uber dem Meeresspiegel unterscheidet man Tiefländer und Hochländer, nach der Gestaltung der Oberfläche Tiefebenen, Tafelländer, Berge und Gebirge.

Als Grenze zwischen Hochland und Tiefland könnte man die

mittlere Höhe der Kontinente (zwischen 310 m und 1010 m) betrachten.

Gewöhnlich wird jedoch schon die Seehöhe von 200 m als Grenze angenommen. Etwa ein Drittel der Festlandsflächen liegt unter 200 m. Wo auf ausgedehnte Tieflandstrecken rasch ansteigende weite Gebiete mit größerer Meereshöhe folgen, wird man unter Umständen auch bei geringerem Betrage schon von Hochländern sprechen oder eine Zwischenstufe, das Mittelland, einschalten können.

Die Tiefländer schließen sich meist an das Meer an und erheben sich erst weiter landeinwärts entweder in Form von schiefen Ebenen oder in Form von Terrassen (d. h. stufenförmig) zu größerer Meereshöhe. A. Supan (1911) bezeichnet solche Flachlandsgebiete als „peripherische Flachböden“. Ihre Entstehung steht mit Senkungsvorgängen in Verbindung. Die deutsche Tiefebene mit ihren westlichen und östlichen Fortsetzungen betrachtet man als ein durch tertiäre und diluviale (glaziale) Massen „verdecktes Schollenland“. Die Senkungen der Schollen, die in kleinen Bruchstücken auch zutage treten, sind nach den Tiefbohrungen in recht verschiedenem Ausmaße erfolgt. In Berlin sind die Glazialablagerungen (nach F. Wahn schaffe) 34 bis 126 m mächtig, bei Oberflächen-Höhenunterschieden von nur 16 ???. Die Senkungen erfolgten vor den Glazialablagerungen. Die Poebene ist als eine bis an die Westalpen reichende ehemalige Meeresbucht, als. eine tertiäre in weitgehendem Maße vergrößerte Adria zu betrachten, die bis an die Linie Pavia —Mantua—Verona—Udine von diluvialen und südlich davon von alluvialen Bildungen ausgefüllt wurde, die bis über 200 ??? tief unter die heutige Meeresoberfläche hinabreichen. In der Gangesebene, welche zusammen mit der Indusebene mit der Poebene in Vergleich gebracht werden kann, reichen die Ausfüllungs-stofife sogar fast 300 ??? tief unter die heutige Meeresoberfläche. Das ostchinesische Tiefland faßte F. v. Richthofen als ein von den Hoangho-Sedimenten ausgefülltes Einbruchsgebiet auf.

Tiefländer, welche im Innern der Kontinente liegen und vom Meere ganz abgeschlossen sind (Binnentiefländer), werden auch als Senkungs- oder Depressionsgebiete bezeichnet; gewisse Teile solcher Gebiete sinken sogar unter den Meeresspiegel. Hierher gehören die pontisch-kaspische Erdsenke mit dem Kaspischen See (Wasserspiegel 26 ??? unter dem Niveau des Schwarzen Meeres, größte Tiefe 1098 7?«), die Niederung des Jordantales mit dem See Tiberias (—208?/?) und dem Toten Meere (—394???, größte Seebodentiefe 793 m), die zentralasiatische Depression südlich von Turfan (—130???), das ägyptische Fajum (—40???), die Schotts Gharsa (—20???) undMelvir(—31???). Auch in Kalifornien gibt es mehrere Depressionen.

Von den meisten Tiefländern läßt sich nach weisen, daß sie noch in der jüngsten geologischen Periode vom Meere überflutet waren;

doch gibt es auch Binnentiefländer, welche keine Spuren früherer Meeresbedeckung aufweisen. Sie sind gewöhnlich von den jüngsten Formationen in wenig oder selbst ungestörter Lagerung gebildet, bestehen zumeist aus Sand oder Gerolle, Ton und Lehm und sind in manchen Fällen oder zeitweilig mit Salzkrusten und Salzausblükungen (Effloreszenzen), aus den Überresten der abgeflossenen oder ausgetrockneten Seen, überzogen.

Die Hochländer sind aus Hochebenen, Bergen, Berggruppen und Gebirgen aufgebaut.

Die Hochebenen, zu welchen man vor allem die mehr als 200, beziehungsweise 400 m über dem Meere gelegenen Ebenen rechnen kann, zerfallen wieder in Hochebenen im engeren Sinne und in Plateaus oder Tafelländer. Die Hochebenen erscheinen nicht selten in geologischer Beziehung ähnlich den Tiefebenen als trockengelegte Böden früherer Wasserbecken, wie manche hochgelegenen Talbecken der Alpentäler, oder sie waren in der Vorzeit von gewaltigen Gletschern, wie Teile der schwäbisch-bayrischen Hochebene, oder von Inlandeismassen bedeckt. Die Plateaus oder Tafelländer und die Tafelberge dagegen bestehen aus mächtigen, mehr oder weniger ausgedehnten Schichtensystemen, häufig in horizontaler oder wenig geneigter Lagerung. Ein typisches Beispiel ist das durch Verwerfungen und Absenkungen schollenförmig gegliederte, von Flußläufen tief zerschnittene, ausgedehnte Tafelland des Colorado-Gebietes in Nordamerika (Fig. 257 und 258). Hierher gehört die gewaltige Wüstentafel, die Sahara, und ihre Fortsetzung in Arabien, weiter die große russische Tafel (nirgends die Höhe von 425 m übersteigend) u. a. In Mitteleuropa ist das Plateau der Schwäbischen Alb, mit seinen leicht gegen Süd geneigten Flächen, ein gutes Beispiel. Auch das Elbesandsteingebirge ist ein durch Erosion reich zerschnittenes Plateauland. Weit sich ausbreitende deckenförmige Ergüsse von vulkanischen Gesteinen haben gleichfalls die Veranlassung zur Bildung von Tafelländern gegeben, wie in Vorderindien das basaltische Plateau des nordwestlichen Dekhan, die Lavadeckengebiete am Columbia im Nordwesten der Vereinigten Staaten von Nordamerika (über 500.000 km? umfassend) u. a. Kleinere solche vulkanische Decken bilden das Rhön-, Vogels- und Westerwaldgebirge in Deutschland.

Plateau artigen Charakter erhalten aber auch ehemalige Gebirgs-länder durch Brandungswellenabtrag (Abrasion); so kann das niederrheinische Schiefergebirge (Fig. 103, S. 112) als ein altes, durch einen derartigen Abtrag in ein Plateau umgewandeltes Faltengebirge betrachtet werden. Durch weitgehenden Abtrag (Denudation) können plateauartige Rumpfgebirge entstehen. (Man vergleiche das Seite\87

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Fig. 257. Südwestlicher Teil der Mesa verde, eines Tafellandes von 2000—2800 m Meeresliühe aus Kreideschichten bestehend, und dem bis über 3200m hoch ansteigenden trachytischen Gcbirgslande im Hintergründe. (Nach W. H. Holmes.)

Gegensatz zwischen einem Plateau- oder Tafellande und einem vulkanischen Hochgebirge.

weithin sich erstreckende, das Tracliytgebirge umsäumende Tafelland ist durch tief eingeschnittene Talzüge (Canons) gegliedert.

Das

Uber die „Peneplains“ oder Fastebenen Gesagte, die man mit E. Kayser anch als Rumpfebenen oder einfach als Abtragungsflächen bezeichnen könnte. Rumpfgebirge müssen jedoch nicht ausgeebnet sein, sie können oberflächlich auch in mannigfaltiger Weise modelliert erscheinen. So verhält es sich mit dem Erzgebirge, mit der großen hercynischen Gebirgsmasse überhaupt, mit der Vogesen-Schwarzwaldmasse, dem französischen Zentralplateau, dem Massiv der Bretagne usw. Darüber werden die im weiteren Verlaufe zu bringenden zahlreichen Gebirgs-profile die richtige Vorstellung verschaffen.

Vereinzelte Berge. Auf den Ebenen der Niederungen und der Hochländer oder auf den Plateaus der Tafelländer erheben sich oft vereinzelte Berge oder Hügel (K in Fig. 258). Diese sind in geologischer Beziehung immer von großem Interesse und können sehr verschiedenen Ursprungs sein. Man könnte dabei nach der Form, welche wieder von

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Fig. 258. Querschnitt und Ansicht eines Teiles des Colorado-Plateaus. (Nach J. W. Powell.)

Verwerfungen bei L, j und F, Flexur (bruclilose Tafelabbiegung) bei A und D. B und H steilwandige Täler („Canons“). C, E, Q, M Tafeln (Plateaus). K Plateau mit aufgesetzten vulkanischen Kuppen.

der Entstehungsgeschichte bedingt wird, Kegelberge, Kuppen, Tafelberge, Klippenberge usw. unterscheiden. Häufig sind vereinzelte Berge vulkanischer Natur und verdanken dann ihre Bildung Anhäufungen vulkanischer Auswurfsstoffe.

Beispiele liefern etwa die vereinzelten Basaltgruppen der Plattensee-Gegend sowie die auf dem Quadersandstein-Plateau im nördlichen Böhmen und im angrenzenden Sachsen aufgesetzten Basaltkuppen. Aber auch aus Dünensand, Moränenschutt usw'. können solche vereinzelte Berge oder Hügel aufgebaut sein.

In anderen Fällen sind es inselförmig oder in Form von „Klippen“ aus jüngeren Bildungen hervorragende Schollen älterer, zertrümmerter Schichtensysteme, wie die jurassischen Inselberge in Niederösterreich und in Mähren (bei Staatz, Ernstbrunn, Nikolsburg und Polau) oder jene der Karpathen in der Ebene bei Neumarkt am nördlichen Fuße der Tatra. (Man vergleiche die näheren Ausführungen über die Juraklippen.)

Wieder in anderen Fällen sind es die letzten Ausläufer oder abgetrennten Teile von Gebirgen, wie das Leithagebirge, die Hunds-heimer Berge usw. bei Wien, welche als die Ausläufer vor allem der

Zentralkette der Alpen zu betrachten sind. Oder endlich sind sie stehengebliebene Reste von Schichtensystemen, welche infolge der ringsum fortdauernden Denudation herausmodelliert wurden, wie z. B. die Vorberge der Schwäbischen Alb (der Hohenstaufen, Hohenzollern u. a.).

Insulare Einzelberge gibt es in großer Zahl; als Beispiel sei die ihres Aufbaues und ihrer Veränderungen wegen merkwürdige Vulkaninsel Krakatau angeführt (Fig. 259).

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Fig. 259. Durchschnitte durch die Vulkaninsel Krakatau.

(Nach R. D. M. Verbeek, 1885 und E. Kayser, 1905.)

Oben. Vor dem Ausbruche am 20. Mai 1883. — Unten. Vach dem Ausbruche. (Länge zur Höhe = 1:2) 1 Älterer Andesit. 2 Jüngerer Andesit. 3 Basalt. 4 Tertiäres Grundgebirge. 5 Neueste Auswurfsmassen.

Die Gebirge könnte man nach der absoluten Höhe in Mittelgebirge und in Hochgebirge unterscheiden, ohne daß sich eine scharfe Grenze zwischen beiden ziehen ließe. Die Grenzen lassen sich nur künstlich aufstellen und sind in verschiedenen Gebieten verschieden. In Europa rechnet man zu den Mittelgebirgen solche mit Höhen etwa von 600 bis zu 1300 m. In den polaren Regionen liegt die Grenze niedriger, in den Tropen oft viel höher. Im allgemeinen haben die Mittelgebirge die Form von sanft geböschten, gerundeten Rücken, die Hochgebirge aber haben, zum mindesten in ihren Hochregionen, steil ansteigende Hänge und scharf modellierte Kämme und Spitzen.

Nach der Form des Grundrisses hat man von den langgestreckten Kettengebirgen die gedrungenen Massengebirge, ohne besonders vorwaltende Längsachse, abgetrennt.

Nach dem geologischen Bau ergeben sich andere Einteilungen. Man könnte in dieser Beziehung von einfachen und zusammengesetzten Gebirgen sprechen, je nachdem sie vorherrschend aus gleichartigen Gesteinen bestehen (vulkanische Gebirge, Kalkgebirge. Sandsteingebirge. Schiefergebirge usw.), oder aus Gesteinen und Ge-birgsgliedern von verschiedenem geologischen Alter und verschiedenartiger Bildungsweise zusammengesetzt sind, wie die Alpen, die Karpathen, der Kaukasus, der Himalaja und andere Kettengebirge.

Nach dem geologischen Aufbau und nach der Entstehungsgeschichte kann man folgende Hauptgebirgsformen unterscheiden:

1.    Die vulkanischen Kuppen- oder Kegelgebirge, oder die Ausbruchsgebirge überhaupt. Die ersteren bestehen aus unregelmäßig neben- und umeinander gruppierten, mehr oder weniger kegel-oder domförmigen Bergen. Sie gehören zu den einfachen Gebirgen.

Beispiele sind: das Böhmische Mittelgebirge, das aus Basalt-und Phonolithkuppen (Eig. 178, S. 177) zusammengesetzt ist; das trachy-tische Siebengebirge am Rhein (Fig. 180, S. 179); das phlegräische Vulkangebiet mit dem Vesuv (Fig. 34, S. 48); aber auch die großen Andesit- und Trachytgebirge Ungarns, Siebenbürgens, der süd-amerikanischen Cordilleren usw.

2.    Die Aufscküttungsgebirge, aus Absätzen, wie sie a) aus dem Wasser im Meere, in Seen und an Flußmündungen erfolgen, also durch marine, lakustrine und fluviatile Sedimente, b) unter Mitwirkung der Luft als Dünen-, Lößabsätze, c) durch Gletscher als Moränenwälle und -Haufwerke sich aufbauen. Auch die weiten mit vulkanischem Tuffe bedeckten Landstrecken und ebenso die Lavadeckengebiete würden hier als vulkanische Flachlandsehafteu anzuführen sein. Durch Denudation und Erosion werden solche Aufschüttungsmassen modelliert, zerschnitten, zerstückt (Fig. 260) und in Einzelberge aufgelöst (Denudations- und Erosionsgebirge).

Beispiele wären: die Tafelberge (Mesas) des nordamerikanischen Westen, Teile des Coloradoplateaus. Dieselben sind, wie wir bereits gesehen haben, zum Teile wenig gestörte oder ungestörte Sedimenttafeln, wie die aus Kreideschichten bestehende „Mesa verde“ (Fig. 257,

S. 247) am Rio mancos, einem Nebenflüsse des Rio San Juan. Weiters die verschiedenen auf marine Sedimente zurückzufuhrenden „Tafelländer“, z. B. die Schwäbische Alb, das Elbesandsteingebirge, die in „Zeugenlandschaften“ aufgelösten Plateaus der nordostafrikanischen, abessinischen und arabischen Wüste (Fig. 118, S. 127), der Tafelberg bei Kapstadt in Südafrika, die durch Schluchten viel zerschnittenen Lößplateaus Chinas usw.

3- Die Bruch- oder Schollengebirge. In der einfachsten Form aus einzelnen gegeneinander verschobenen Schollen oft sehr weit ausgedehnter Tafelländer gebildet (Fig. 258, S. 248), welche Schollen aber auch in der verschiedensten Weise aneinandergepreßt und zum Teile selbst übereinander geschoben sein können (wie in den Mitteldeutschen Schollengebirgen). Hierher sind die meisten Massengebirge oder Massive zu rechnen.

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Fig. 260. Der Purberg bei Kaadeii in Böhmen. (Nach J. Jokély.)

Steil abstürzende Lagen von Säulenbasalt wechseln mit sanfter geböschten Tuff Schicht en. Durch Denudation modellierte Ausläufer des Duppauer Gebirges. Überrest der bei basaltischen Ausbrüchen gebildeten Aufschüttungen und Ergüsse.

Schollen, welche anderen, gesunkenen gegenüber in höherer Lage verblieben sind, hat man, wie schon erwähnt wurde, als „Horste“ bezeichnet. Vogesen und Schwarzwald (Fig. 261) stellen

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Fig. 261. Querprofil durch die Vogesen und den Schwarzwald (Horste) und durch die grabenfönnige Einsenkung des Eheintales. (Nach E. Lepsius.)

1 Quartär. 2 Tertiär. 3 Mesozoische Bildungen. 4 Gneis. 5 Granit. 6 Kaiserstuhl (Trachyt und Basalt). 7 Phonolith.

solche Horste vor, zwischen welchen die Schollen im Rheintale eingesunken sind (Grabenbrliche), während sie in Schwaben und Lothringen stufenförmig abgebrochen erscheinen (Horstgebirge). Auch die Grabenbildungen an der Eger südlich vom Erzgebirge können als lehrreiches Beispiel dienen (man vergleiche das weiter unten Gesagte).

Ausgedehnte Schollengebiete befinden sich in Syrien, in Arabien und im östlichen Afrika. Das Rote Meer liegt in einem Einbrüche („Grabenbildung“), der sich mit der Einsenkung des Rheintales zwischen dem Schwarzwald und den Vogesen vergleichen läßt.

Die Flexurschollengebirge, z. B. in Colorado (Fig. 258, S. 248) und das Nankougebirge in China, nördlich yon Peking, wären anzuschließen.

Auch bei den Schollengebirgen wirken die Erosion und Denudation modellierend und formhildend.

4. Die Faltungs- oder Faltengebirge. Es sind dies Gebirge, welche durch seitliche Zusammenpressung der Erdkruste auf-gewölbt wurden und deren Bildung sich nicht selten in wiederholten Abschnitten, in den meisten Fällen besonders kräftig in dem neueren Zeitabschnitte der Erdgeschichte, in der Tertiärzeit (s. S. 243), vollzogen hat.

Die großen Kettengebirge der Erde, die Alpen, Pyrenäen, Karpathen, Apenninen, der Himalaja usw. gehören hierher. Ein Hauptcharakterzug derselben ist die parallele Aneinanderreihung weithin

Schwarzwald.

Rhein Tafeljura

Kettenjura,

Fig. 262. Profil durch den östlichen Jura in der Schweiz. (Nach Alb. Heim.)

sich erstreckender, oft vielfach gestörter Sättel und Mulden. Eines der einfachsten und klarsten Beispiele ist der Schweizer Jura („Kettenjura“), der deutlich erkennen läßt, daß die wohlgeschichteten Sedimentformationen (vorwaltend sind Kalksteine), welche ursprünglich ein Tafelland bildeten, von Süden her zusammengeschoben und in Falten gelegt wurden, Falten, die im südlichen Teile streckenweise förmlich übereinander gelegt erscheinen (Fig. 262), während die Schichten im nördlichen Teile ihre frühere Lagerung beibehalten haben („Tafeljura“).

Ähnlich so verhält es sich in den Waldkarpathen, in den Alleghanies in Pennsylvanien usw.

Viel verwickelter gestalten sich die Verhältnisse in den Alpen (Fig. 254, S. 238), wo sich an eine aus kristallinischen Gesteinen (vorwaltend sind Gneise mit granitischen Stockmassen oder Massiven) bestehende Zentralzone mehrere Nebenzonen anschließen, und zwar die zum großen Teile alten (paläozoischen) Grauwacken-, die jüngeren (mesozoischen) Kalkstein- und die jüngsten, im Norden weithin, im Süden nur teilweise (in den Ostalpen) erhaltenen Sandsteinzonen. Brüche, Überschiebungen, Einfaltungen sowie Massenergüsse vulkanischer Natur verwickeln hier vielfach den Bau. (Man vergleiche das

S. 238—242 Gesagte, um davon eine Vorstellung zu erhalten, welche auch für andere verwickelter gebaute Kettengebirge gelten wird.)

Während die Alpen eine wenigstens teilweise annähernde Symmetrie des zonalen Banes erkennen lassen und nur im westlichen Teile ausgesprochen unsymmetrisch sind (zwei durch eine östliche Kalkzone [Briançonnais] getrennte Zentralzonen und eine zweite westliche Kalkzone [Dauphiné—Savoyen]), zeigen die Pyrenäen eine etwas weiter gehende Symmetrie, etwa so wie die Ostalpen. — Auch der Himalaja zeigt zonalen Bau, hei dem nach Südwest neigende Isokliualfalten eine Hauptrolle spielen. Die jüngsten Ablagerungen liegen der Hauptsache nach im Süden, im Pendschab, und sind von den paläozoischen Sedimentgesteinen der nächsten Hauptzone durch eine Verwerfung geschieden. Darauf folgen: die kristallinische Zone der Hochgipfel (6000—8000 m hoch mit Tälern in 4600—5000 m Höhe), die sedimentäre Wasserscheidezone (paläozoische, mesozoische und- tertiäre Bildungen), sodann eine zweite kristallinische und endlich die paläozoische und mesozoische Sedimentzone des Karakorum. Die Hauptgebirgsbildung des Himalaja fällt in die Tertiärzeit und war begleitet von Eruptivgesteinsdurch-brüchen. — Eine große Verschiedenheit, auch in der Längenentwicklung, zeigt der Balkan, der im Westen kristallinische Gesteine und alte Sedimente aufweist und sich hier gegen Westen und Sttd-westen an ein ausgesprochenes Faltengebirge anschließt, während der viel weniger hohe östliche Balkan fast nur aus gefalteten jüngeren Sedimentgesteinen besteht, mit im Süden vorgelagerten Ausbruchsgebirgen und sich sonach etwa mit dem ähnlichen Baue der Waldkarpathen vergleichen ließe. — Eine ausgesprochene Einseitigkeit läßt der Kaukasus erkennen (Fig. 263 nach Alb. Heim). — Ebenso ist das nordamerikanische Felsengebirge der Hauptsache nach ein Faltengebirge. An und wohl auch auf ein uraltes Massengebirge (Colorado- und Parkkette und die Kernmasse des White River Plateaus) lagerten sich Sedimente, welche durch seitlichen Schub in Falten gelegt wurden. In Montana ist der Faltengebirgscharakter mit antiklinalen Kämmen und Synklinalen Längsmulden auf das beste

ausgebildet.

Das Gebiet der Faltengebirge zieht sich an der Westseite Amerikas von Nord nach Süd, auf der östlichen Halbkugel aber erstreckt es sich durch die Mittelmeerländer, durch Iran zu den indisch-tibetanischen Gebirgen, durch Hinterindien- und die Sunda-Inseln über Guinea bis nach Neuseeland, hier also von Westen gegen Ost und Südost. Aber auch die Inseln an der Ostseite Asiens tragen

vielfach Kettengebirgscharakter an sich, so daß der pazifische Ozean förmlich von Kettengebirgen umsäumt erscheint (man vergleiche die Fig. 51, S. 69).

5. Die Rumpfgebirge. Durch fortschreitenden Abtrag werden alle Falten- und Schollengebirge bei lange genug andauernder Einwirkung abreibender (denudierender) und abtragender (abradierender) Kräfte unter Umständen bis zur völligen Ausebnung zu Abtragungsflächen, Rumpfebenen (man vergleiche das S. 246 ff. ausgeführte) erniedrigt. Auf diese Weise sind die die liercy-nische Masse zusammensetzenden alten Schollen-und Faltengebirge weithin ausgeebnet worden, ebenso die Gebirge des Zentralplateaus von Frankreich^ Unebene, leicht gewehte Flächenräume in Canada (Fig. 282, S. 277) lassen sich z. B. als ehemalige Faltengebirge erkennen. Die alten rheinischen Schiefergebirge sind zu einem Rumpfgebirge geworden usw. —

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Fig. 263. Profil durch den Kaukasus längs der Grusinischen Heerstraße. (Nach Albr. Heim, 1898.)

Paläozoikum. 3 Jura (Lias. Dogger und Malm). 4 Alttertiär und Jungtertiär.

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1 Granit. 2

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Ed. Sueß hat es (1890) versucht, für Europa die in verschiedenen Zeiten anzunehmenden Gebirgssysteme zu versinnbilden. Ein uraltes solches Gebirge oder Gebirgssystem soll heute nur noch durch die Gneise der Hebriden und Lofoten augedeutet sein. Altpaläozoischen Alters (vordevonisch) soll ein zweites, das „ka-ledonische Gebirgssy stem" gewesen sein, ein altes, zerstücktes Faltengebirge, das heute in einer Reihe von „Horsten“ in der Form von Rumpfgebirgen erhalten geblieben ist und fast das ganze Irland, Wales, Schottland und den westlichsten Teil des von Fjorden zerschnittenen Norwegen umfaßt. Die Falten streichen gegen Nordost. In einem grabenförmigen Einbrüche liegen die Steinkohlenschätze Schottlands. Ein drittes Gebiet ähnlicher Horste und Rumpfgebirge umfaßt die hercynische Masse, die deutschen Massengebirge, das Zentralplateau von Frankreich, die Bretagne, Teile der Normandie und Cornwallis, aber auch Portugal und den größten Teil von Spanien zwischen Pyrenäen und der Sierra Nevada, durchwegs Reste alter Faltengebirge, mit nordöstlichem Faltenstreichen im Westen und nordwestlichem im Osten, welche Richtungen im französischen Zentralplateau zu-

sammenstoßen. Es ist das „variskische Gebirge“, Albr. Pencks „paläozoische Alpen, dessen westlicher Teil (in Südwest-Irland, im südlichsten Wales, Südengland, in der Bretagne bis an das französische Zentralplateau) als das „armorikanische Gebirge“ bezeichnet wurde. Die Zeit der Entstehung wird in die Karbonformation verlegt. Die jüngeren Alpen, das vierte Gebirgssystem, seien an das variskische Gebirge hinangeschoben. Später (1904) wurden auch Teile der Alpen: Montblanc, Aarhorn, St. Gotthard, also die Massen, über welche die „Deckschollen“ hinweggeschoben worden sein sollen, als Teile des variskischen Gebirges bezeichnet. Die „Leitlinien der Alpen“ werden in kühnen Bögen aus der Provence durch die Karpathen, das transsylvnnische Gebirge» zum Balkan, durch das Nordwestbecken des Pontus (!) in die Krim und durch den Kaukasus, quer durch die Senke des Kaspisees, nach Turan gezogen (!). Der Apennin und Gebirge Nordwestafrikas einer-, das südspanische Kettengebirge, die Pyrenäen anderseits werden damit hypothetisch in einen genetischen Zusammenhang gebracht u. a. m. —

Neuerlich hat H. Stille (1910) für die mitteldeutschen Gebirge (von Thüringen bis in das südliche Hannover) eine „saxonisclie Faltung“ angenommen, Falten, die vom Jura bis ins Tertiär aufgestaut wurden. Nordwestliche Richtung derselben herrscht vor.

Fassen wir das Gesagte zusammen, so ergibt sich die Erkenntnis eines ungemein langsam, aber unablässig sich vollziehenden Kreislaufes, wohl des großartigsten Kreislaufes des Stoffes, der sich auf der Erde abspielt. Die Zerstörungsprodukte der Erdfeste werden abgetragen und schließlich in die Erdsenken der Meere geführt; sie geben dort Veranlassung zur Entstehung ausgedehnter neuer Sedimentabsätze. Diese können durch säkulare Emporrückung der betreffenden Ablagerungsstrecken über den Meeresspiegel zu Tafelländern werden; aus diesen entwickeln sich dann infolge von Störungen entweder Schollen- oder Faltenge birge und diese werden durch Denudation und Abrasion ausgeebnet oder gelangen unter Umständen durch Lageveränderung wieder unter Meeresbedeckung, um die Unterlage für neue Sedimentablagerungen zu bilden. Ähnliche Vorgänge haben sich zu allen Zeiten der Erdgeschichte vollzogen. Als ein Beispiel sei nur auf Nordböhmen hingewiesen, wo über abradiertem und zum Teil gesunkenem Grundgebirge durch Übergreifen des Meeres (Transgression) die mächtigen Tafelmassen des marinen Quadersandsteingebirges der Kreideformation aufgelagert wurden, die in der Gegenwart wieder einer tiefgehenden Durchfurchung und Abtragung ausgesetzt sind.

Die zahlreichen Profildarstellungen im letzten Teile des Buches werden das Gesagte zu veranschaulichen geeignet sein.

C. Stratigraphie oder die Beschreibung der Formationen und Schichten.

Jede Gesteinsschichte ist das Bildungsergebnis eines gewissen Zeitraumes. Die Reihenfolge der übereinander lagernden Schichten und Schichtensysteme mit den in denselben eingeschlossenen organischen Resten führt uns zur Erkenntnis ihrer Altersfolge. Die Stratigraphie belehrt uns auf diese Weise über die Entwicklungsgeschichte der Erde und ihrer Lebewesen. („Historische

Geologie“.)

Wo man eine direkte Übereinanderlagerung der Schichten oder

Formationen nicht beobachten kann, oder wo in der regelmäßigen Aufeinanderfolge der Schichten sich Lücken finden, da wäre es in vielen Fällen geradezu unmöglich, das gegenseitige Alter derselben zu bestimmen, wenn nicht die Versteinerungen Fingerzeige abgeben würden. Während nämlich in einem gewissen geographischen Gebiete durch Entrückung aus der Meeresbedeckung, durch Hebung desselben, Festland bestand, mit allen für ein solches bezeichnenden Vorgäugen des Abtrages einerseits und der Ablagerung in Seebecken und Flußniederungen andererseits, werden andere Teile der Erde vom Meere bedeckt gewesen und in diesen wird die Weiterentwicklung der marinen Lebewelt vor sich gegangen sein; hier werden sich die Lücken des anderen Gebietes ausfüllen lassen. Seit aber

Festländer bestehen, wird auf diesen, geradeso wie für die Meeresbewohner in den Meeresräumen, die Weiterentwicklung des Tier-und Pflanzenlebens erfolgt und bei Änderung in der Verteilung von Festland und Meer werden auch die Entwicklungsstätten des organischen Lebens einmal hier, das anderemal dort zu suchen sein. Für gewisse Meeresgebiete wurde die Annahme vertreten, daß sie während der Dauer vieler Formationen immer meerbedeckt geblieben seien (Permanenz der ozeanischen Becken), auf den Festländern von heute aber kennen wir ausgedehnte Strecken mit oft verschiedenartigen marinen Ablagerungen, woraus wir schließen müssen, daß sie oft durch lange Zeiträume vom Meere bedeckt waren, und zwar die einen Gebiete in diesem, die anderen in einem anderen Zeiträume, so, daß manche Festlandsräume förmlichen Schwankungen ausgesetzt gewesen sein dürften. Man hat angenommen, daß etwa 63% der Erdoberfläche solchem Wandel unterworfen gewesen seien. Darüber belehrt uns die Stratigraphie.

Aus den marinen Fossiiresten in gewissen Ablagerungen der großen Kettengebirge hat M. Neumayr auf den Bestand eines großen Mittelmeeres nach Art des heutigen Mittelländischen Meeres

geschlossen, welches schon im Altertum der Erde vom Großen Ozean über Mittelamerika, durch Südeuropa und Nordafrika bis zum Indischen Ozean gereicht habe („Thetis“). Auf eine zeitweilige Landverbindung von Europa mit Nordamerika, etwa von Irland über Island und Grönland („Arktis“), hat man aus gewissen Anklängen in der tertiären Flora und der alttertiären Säugetierwelt geschlossen. Gerade die Tiere des Festlandes haben auch zu der Annahme geführt, daß zu einer gewissen Zeit Australien mit Asien verbunden gewesen sein müsse. (Beuteltiere in Europa.) Eine andere Verbindung hat man zwischen Nordostasien und Nordwest-Nordamerika angenommen. Europa muß ferner mit Nordafrika in direktem Verbände gestanden sein (Elefanten auf Malta); auch die Antilopenfauna im Tertiär des heutigen Griechenland läßt auf Land Verbindung gegen Süd oder Südost schließen. Daß Griechenland über den heutigen Archipel mit dem westlichen Kleinasien im Verbände gewesen und daß dieser Verband in geologisch neuerer Zeit durch Zusammenbruch des verbindenden Festlandes aufgehoben worden sei, wird allgemein angenommen. Auf viel größere Veränderungen würde die vorausgesetzte Annahme einer südlichen Atlantis zwischen Südamerika und Afrika, oder eines Gondwanalandes zwischen Afrika, Indien und Australien schließen lassen. Auf das letztere haben gewisse Übereinstimmungen der Gesteine und tierischen Einschlüsse in Südafrika, auf Madagaskar, in Indien und Australien geführt.

Die so überaus mannigfaltigen Formen der untergegangenen Tier- und Pflanzenwelt liegen nicht regellos zerstreut durch- und nebeneinander, sondern jede Formation mit ihren verschiedenen Abteilungen hat ihre besonderen Pflanzen- und Tierformen, ihre eigentümlichen Arten. Wie wir, in den heutigen Meeren sowohl, als auch auf den heutigen Festländern, die Lebewesen nach bestimmten Gesetzen verteilt finden, so daß wir tier- und pflanzengeographische Regionen und Reiche zu unterscheiden vermögen, so war es auch während der Vergangenheit, so lange es physikalische (meteorologische und klimatische) Unterschiede auf der Erde gegeben hat. Von den physikalischen Verhältnissen hängt die Verteilung der Lebewesen ab. In den polaren Regionen ist das organische Leben ein verhältnismäßig ärmliches, in den Tropen ein überaus üppiges. Die größte Mannigfaltigkeit herrscht aber in den gemäßigten Regionen von heute.

Auf den Festländern ist das Pflanzen- und Tierleben von der örtlichen Lage abhängig, es nimmt mit zunehmender Höhe ab, wie bei der Annäherung an die polaren Regionen. In den Meeren ist es ähnlich. Das pflanzliche Leben ist daselbst, außer von der Wärme und dem Salzgehalte, noch vom Lichte abhängig, es erlischt der

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Toula, Geologie. 3. Aufl.

Hauptsache nach wie dieses in etwa 200—250 m Tiefe. Aber auch das tierische Leben im Meere ist in verschiedener Tiefe verschieden und scheint erst in den größten Tiefen vollkommen zu fehlen. Die größte Mannigfaltigkeit des tierischen Lebens der Meere herrscht in mäßigen Tiefen und in der Nähe der Festländer, in der Litoralzone, am Strande, oder in der Flachsee bis zu etwa 300 m Tiefe. Man unterschied in dieser Beziehung: die Zone der Gezeitenwirkungen und der Korallenriffbildungen (man vergleiche das Korallenriffbild, S. 135), die Zone der Korallinen oder Lithothamnien (Kalk absondernde Algen) und die Zone gewisser Tiefseekorallen und Kieselschwämme. Im offenen Meere sind es vor allem die meist winzigen, aber in ungeheuren Mengen auftretenden schwimmenden Organismen, welche, widerstandslos den Bewegungen des Meeres folgend (das „Plankton“), das Hauptmaterial für die pelagischen Ablagerungen liefern, indem ihre Leichen mit den Schälchen zu Boden sinken. Die freibeweglichen, schwimmenden Meeresbewohner hat

E. Häckel als „Nekton“ bezeichnet. Am Boden, in großen Meerestiefen festsitzende oder kriechende, lebende Tiere (das „Benthos“) sind verhältnismäßig recht selten.

Der Kalkschlamm, der in Tiefen bis zu 4000 m ungeheure Flächen des Meeresgrundes (Atlantischer und Indischer Ozean und polynesisches Plateau der Südsee) bedeckt, enthält neben den schon (S. 113) erwähnten Kokkolithen auch recht viele Kalkgehäuse von Foraminiferen (Globigerinenschlamm); nur wenige Foraminiferen leben in der Tiefe, die weitaus größte Menge derselben, sowie die Radiolarien, Pteropoden usw., hält sich in mäßigen Tiefen auf. Schon diese wenigen Andeutungen werden es begreiflich machen, daß besonders in den oberen Meeresräumen eine große Verschiedenheit in der Verteilung des tierischen Lebens herrscht, da die daselbst bestehenden physikalischen Verhältnisse immer nur gewissen Formen die erwünschten Lebensbedingungen bieten und den betreffenden Ablagerungen bestimmte Charakterzüge verleihen, nach welchen wir umgekehrt wieder auf die während einer Ablagerung herrschend gewesenen physikalischen Verhältnisse zurückzuschließen vermögen. Diese durch die physikalischen Verhältnisse bedingte Verschiedenheit der Ablagerungen bezeichnet man als Faziesunterschiede. Ihre Bedeutung für die Beurteilung der stratigraphischen Verhältnisse ist einleuchtend.

In derselben geographischen Provinz des heutigen Meeres wird man sonach eine Tiefsee-, Kalk- und Ton- oder pelagische Fazies von den Verschiedenen Seichtwasser- und Strandablagerungen (paralische Fazies) gleichzeitig unterscheiden können. Gerade so war es in den

verschiedenen Epochen der Erdgeschichte und während deren Unterabteilungen der Fall.

Daraus erhellt, daß man bei aufeinanderfolgenden Gesteinslagen die Grenzen derselben um so besser wird feststellen können, je größer der Faziesunterschied gewesen ist. Folgen auf marine Ablagerungen terrestrische Süßwasserbildungen, so wird die Unterscheidung viel leichter sein, als wenn marine Ablagerungen auf andere marine folgen, und hier wieder wird eine Aufeinanderfolge von pelagischen über litoralen Schichten besser auseinanderzuhalten sein als die verschiedener litoraler Bildungen. Die Versteinerungen, die Überreste der Lebewesen einer Ablagerung, werden uns auf die herrschend gewesenen physikalischen Verhältnisse schließen lassen und uns zur Erkenntnis der Fazies führen. Sie sind aber auch bezeichnend für die einzelnen Formationen und werden uns auf diese Weise zur Bestimmung auch des relativen Alters der einzelnen Formationsglieder leiten („Leitfossilien“), „ähnlich so wie der Architekt am Baustil einer Kirche das Jahrhundert erkennt, in welchem die Kirche erbaut wurde, oder wie eine Münze, ein Schwert oder Speer als Beigabe in einem Grabe die Zeit und das Volk erkennen läßt, das hier seine Toten bestattet hat“. Man hat deshalb die Versteinerungen mit einem gewissen Rechte die „Denkmünzen der Schöpfungsgeschichte“ genannt.

Im nachfolgenden werden wir so viel von tierischen und pflanzlichen Überresten zu sprechen haben, daß es sich empfiehlt, eine Übersicht über die Reiche, Kreise und Klassen, in welche man die Organismen teilt, zu geben, mit besonderer Berücksichtigung der geologisch wichtigen Formen.

Pflanzenreich.

I. Kryptogamen, Sporenpflanzen.

1. Algen, Zellenpflanzea mit einfachen, meist chlorophyllführenden Zellen oder Zellen, welche zu kugeligen, fädlichen, zweig- oder blattförmigen Gebilden verbunden sind. Man unterscheidet:

Diatomeen, Kieselalgen, winzige (nur bis OT mm große), Kieselpanzer absondernde und durch Teilung sich in enormem Maße vermehrende Zellenpflanzen, z. B. in der Kieselgur von Franzensbad, im Biliner Polierschiefer, in der Diatomeenerde („Tripel“) von Richmond (Virginien).

Siphoneen, Schlauchalgen, walzliche, röhrige Formen, welche Kalk absondern (Gyroporella, X. 19, XI. 16)¹).

Koral lin en, Kalk absondernde Algen; marine Flacliseebewolmer. Als Beispiel sei Lithothamnium (Fig. 264, XXIX. 2) genannt.

Characeen, Armleuchteralgen, verästelte Süß- und Brackwasserpflanzen, deren Früchte oft in größeren Mengen angehäuft Vorkommen (XXV. 1).

Fucoiden oder Chondriten, marine Laubalgen. (Man vergleiche die Abbildungen.)

Hier mögen auch die Kokkolithen angeführt werden (Fig. 104,

S. 113).

Pilze, Flechten und Moose finden sich nur sehr selten als Versteinerungen.

2. Schachtelhalme (Equisetaceen) mit hohlen, gegliederten, stammartigen Schäften und kleinen, am Grunde verwachsenen Blättchen an den Knoten der Achsenteile (IX. 16).

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Fig. 264. Lithothamnienrasen. (Nach K. A. Zittel.)

Calamiten, schachtelhalmartige Gewächse mit am Grunde unverwachsenen Blättern. Hauptentwicklung während der Steinkohlenformation (VI- 1—7, Fig. VI. 5, Sphenophyllum, gehört einer eigenen Ordnung an).

3.    Farne und farnähnliche Gewächse, Gefäßkryptogamen mit wohl entwickelten beblätterten Wedeln auf den häufig stammartig ausgebildeten Achsen. Unterscheidung nach der Form der Wedelteile, der blattartigen Fiederchen und deren Nervatur, ferner nach der Anordnung und Verteilung der Früchte (Sporangien) (VI. 14—18, VII. 2. 3, IX. 18. 19).

4.    Bärlappflanzen, Lycopodiaceen, heute kleine Pflänzchen mit lanzettlichen Blättchen. Während der Steinkohlenformation in großen baumähnlichen Formen entwickelt. Lepidodendreen (Schuppenbäume, VI. 8—10), Sigillarien (Siegelbäume, VI. 11—13).

II. Phanerogamen, Blütenpflanzen.

1. Gymnospermen, Nacktsamige: Cycadeen, Sagopalmen, tropische Gewächse mit kurzem Stamm und großen, einfach gefiederten Blättern, z. B. Pterophyllum (IX. 17). Conifer en, Nadelhölzer. Das Holz mit Tüpfelzellen, z. B. Walchia (VII. 1), Sequoia (XXIV. 12. 13), TJllmannia (VII. 4), Voltzia (VIII. 1), Cordaites (VI. 19—21).

2.    Angiospermen. Bedecktsamige Gewächse:

Monocotyledonen (Einkeimlappige). Fossil durch die Palmen vertreten, z. B. Flabellaria (XXIX. 12).

Dicotyledonen (Zweikeimlappige). Fossil hauptsächlich baumartige Formen (in ihren Blättern, Stammteilen, Früchten, seltener Blüten erhalten). Die Kronenlosen (Perigonblütigen). Schon in Kreideschichten: Fagus (Buche), Quercus (Eiche XXIV. 16 und XXIX. 4), Populus (Pappel). Im mitteleuropäischen Tertiär außerdem: Betula (Birke), Ainus (Erle), Salix (Weide), Ficus (Feige XXIX. 8), Laurus (Lorbeer), Cinnamomum (Zimtbaum XXIX. 6. 7), Myrica (XXIX. 9), Fngelhardtia (XXIX. 10) Besonders häufig sind immergrüne, lederigblättrige Formen. Von Frei-kronblättrigen (mit Kelch uud freiblättriger Blumenkrone): Aralia (XXIV. 14), Heclera (Efeu), Acer (Ahorn), Credneria (im Cenoman, XXIV. 11), Caesalpina (XXIX. 11), Sterculia (XXIX. 13) usw. Zu den Verwaclisen-kronblättrigen gehören: Fraxinus (Esche), Olea (Ölbaum), Nerium (Oleander), Diospyros (Ebenholzbaum).

usw.

Tierreich.

1. Kreis der Protozoen (Urtiere). Hautlose Gallert-(Protoplasma-) Körperchen; nackt oder mit Gehäusen (aus Kalk oder Kieselerde).

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Fig. 265. Acanthostaurus hastatus

E. Haeckel.

(Lebende Art, stark vergrößert.)

Fig. 266. Anthocyrtis mespilus

Ch. G. Ehrenberg.

(Aus den tertiären Mergeln von Barbados, stark vergrößert.)

Foraminiferen, mit zumeist aus Kalk bestehenden, oft sehr zierlich gekammerten Gehäusen. Diese sind porzellanartig, un durchbohrt, wie bei Triloculina (XXVI. 22), Quinqueloculina, Orbitulites (XXI. 11. 11«), Alveolina (XXV. 22, 23) u. a., oder durchlöchert, wie bei G-löbigerina (XXVI. 19), Botalia (XXVI. 21), AmpMstegina (XXVI. 27), Nummulites (XXV. 11—20) und Fusulina (V. 1). Außerdem wären die aus Fremdkörpern aufgebauten, röhrigen Haplophragmien und die flach kreiselförmigen Orbitolinen (XXI. 1) anzuführen.

Radiolarien, mit einer Zentralkapsel und strahlig gebautem, kugelig oder glockenförmig gegittertem Kieselgerüste (Fig. 265 und 266). Pelagische Lebewesen. Ihr Material ist eine Hauptquelle der kieseligen Sedimentgesteine (gewisse Jurakalke, Hornsteinkalke usw. sogenannte „Radiolarite“) der jüngeren Ablagerungen. Großer Formenreichtum. Die tertiäre Ra-diolarienerde von Barbados besteht z. B. daraus. Der Tripel von Caltani-

setta und Girgenti (Sizilien) setzt sich nach Ch. G. Ehrenberg aus Radiolarien und Diatomeen zusammen. (Man vergleiche ihre Hauptverbreitung in den heutigen Ozeanen, die Radiolarienschlammablagerungen bildend, auf der geologischen Erdkarte.)

2. Kreis der Coelenteraten (Schlauchtiere, Darmlose). Mit zentraler

Leibeshöhle.

Spongien (Schwammtiere). Regelmäßig oder unregelmäßig gebaute Skelettnetze aus nadeligen Ausscheidungen des zelligen Protoplasmas.

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Fig. 267.

1 Cladophyllia subdichotoma Münster. 2 Ein einzelner Kelch derselben verästelten Art. 3 Isastraea Gümbeli Laube. 4 Einige Zellen dieses massigen Stockes.

(Nach G-. K. Laube, Fauna der Schichten von St. Cassian, 1865.)

Schlauch- oder zylinderförmige Körper. Die einfachen, drei-, vier- und sechs-strahlig gebauten oder unregelmäßig ästigen Nadeln lose, oder zu Gerüsten mit vielen größeren und kleineren Öffnungen verbunden. Das Gerüste hornig, kieselig oder kalkig: Horn-, Kiesel- und Kalkschwämme. Zumeist marine Formen. Fossil nur Kiesel- und Kalkschwämme. Bilden ganze Gesteinslagen. Kieselschwämme sind die Lithistiden oder Steinschwämme von massigem Bau, z. B. Siphonia (XXI. 3) und die hexaedrisch-gitterigen Hexactine 1-liden (Glasschwämme), z. B. Coeloptycliium (XXI. 2).

Antliozoen oder Korallen. Der zylindrische Körper besteht aus zwei oder drei häutigen Schichten, mit nach innen radialfaltigen Wänden. Mundöffnung mit ausstreckbaren Fortsätzen (Tentakeln). Scheiden zumeist ein kalkiges, rühriges Gerüst aus, mit kalkigen, radial gestellten Sternleisten (Septa). Die von dem Fußblatte und der äußeren Wand ,(Mauerblatt) umgebenen Zellen wachsen in die Länge, teilen sich oder bilden Sprossen (Knospen), die entweder frei bleiben und verästeln (Fig. 267, 1,2) oder häufig (III. 7) durch ein zelliges Kalkgewebe verbunden sind. (Man vergleiche das massige Stöckchen Fig. 267, 3, 4.)

Die riffbauenden Korallen gehören zu den wichtigsten Gesteinsbildnern. Geologisch sind vor allem diese von Bedeutung.

Die Tabulaten (meist paläozoischen Alters) haben einen röhrigen Bau mit Querscheidewänden („Böden“). Gewöhnlich nur unvollkommen entwickelte Sternleisten. Chaetetes (V. 2), Favosites, Heliolites (III. 7), Pleuro-dictyum (III. 1).

Die übrigen paläozoischen Korallen haben einfach symmetrische oder vierzählig (Tetrakorallen) angeordnete, seltener regelmäßig im Umkreise des Kelches stehende Sternleisten; häufig sind Böden und ist in der Mitte des Kelches ein Säulchen vorhanden, die Sternleisten und die Wand sind dicht (aporos), z. B. Cyathophyllum (III. 2. 3), Calceola (III. 5), Zaplirentis (V. 4) u. a.

Von jüngeren (tertiären) Formen ist Flabellum (XXVI. 33) mit dichter Wandung hierher zu rechnen.

Die jüngeren Korallen zeigen in der Anordnung der oft sehr zahlreichen Sternleisten häufig einen sechszähligen Bau (Hexakorallen, z. B. Isastraea und Thecosmilia, Taf. XVI. 4 und 5).

Man könnte sie nach ihrem Baue in massige und röhrig-ästige Korallenstöcke und Einzelkorallen unterscheiden. Die beiden ersten Gruppen spielen als Riffbauer die Hauptrolle und besitzen zumeist durchbohrte Wände und Scheidewände (Perforata). Die letzteren schließen sich an die paläozoischen Formen an und sind zumeist Tiefseearten.

Zu den Coelenteraten gehören auch die Hydromedusen mit ungefalteter Zentralhöhle. Einige, so die kleinzelligen Milleporiden, scheiden Kalk aus, andere haben hornig- oder lederigchitinöse Gerüste. Millepora nimmt lebhaften Anteil am Aufbaue auch der heutigen Korallenriffe.

Die Graptolithen (I. 20—24) werden zu den Hydromedusen

gestellt.

3. Kreis der Echinodermen (Stachelhäuter). Darmrohr, Blut- und Wassergefäße sind vorhanden. Meist ein kalkiges Hautskelett; häufig mit Stacheln versehen. Die Fünfzahl beherrscht den Bau.

Crinoideen (Seelilien). Ein gewöhnlich becherförmiger Kelch aus Kalktafeln trägt oft reich gegliederte Äste („Arme“). Mittels eines gegliederten durchbohrten Stieles aus Kalktafeln festsitzend. Encrinus (VIII. 20), Pentacrinus (XII. 1. 2), Cupressocrinus (III. 11). Die Seelilien sind wichtige Gesteinsbildner. Die Stielglieder oft gehäuft (Crinoidenkalke). Stielgliedersteinkerne und Abformungen bilden die Schraubensteine (III. 9. 10).

Echinosphaerites (I. 5) mit blasenförmigem Kelch, zur Klasse der Cystoideen oder Beutelstrahler gehörig. Pentremites mit knospenförmigem Kelch (V. 5) gehört zu den Blastoideen oder Knospenstrahlern.

Asteroideen (Seesterne VIII. 22) mit sternförmigem Körper ; treten in allen Formationen auf. Ohne sonderliche geologische Bedeutung.

Echinoideen (Seeigel). Von einer Kalkschale umgeben, die aus Plattenreihen besteht, von welchen fünf Paare durchlöchert sind (Ambula-cralfelder), die mit meist fünf paarigen undurchbohrten Tafelreihen abwechseln (Interambulacralfelder). Selten sind nichtpaarige Formen (Palaechinus V. 7). Mund- (unten) und Afteröffnung (oben am Scheitel, oder auf der hinteren Seite in der Mittellinie). Ciclaris von regulärer Form (XVI. 12). Clypeaster schildförmig (Schildigel XXVI. 35); Ananchytes (XXI. 16); Spatangus, Toxaster (XIX. 1), Micraster (XXI. 17) haben symmetrischen Bau und häufig herzförmige Gestalt (Herzigel).

4.    Kreis der Würmer (Vermes). Der langgestreckte Körper weich. Nur die in Kalkröhren lebenden Röhrenwürmer (z. B. Serpula, XIV. 14. 15) haben als Gesteinsbildner einige Bedeutung. Auch „Kieferstücke“ von Würmern (Conodonten) hat man, besonders im Silur, gefunden. Übrigens werden manche der sogenannten Hieroglyphen (S. 218) auf Wurmfährten zurückgeführt. Im Mittelkambrium von Westcanada (Britisch-Columbien) hat Ch. D. Walcott sehr schöne Annelidenabdrücke entdeckt.

5.    Kreis der Molluscoiden, der weichtierähnlichen Tiere.

Bryozoen („Moostierchen“). In Zellen oder Röhrchen lebend, welche

rundliche, Stäbchen-, netz- oder krustenförmige, zum Teil korallenähnliche Kolonien bilden. Schon im Silur auftretend. Meist marine Formen. Fene-stella, netzförmige (VII. 8), Eschara, krustenförmige Kolonien erzeugend, Cellepora (XXVI. 30. 31) in knolligen Stöckchen.

Brachiopoden („Armfüßer“); mit mehr oder weniger symmetrischem, zweischaligen Gehäuse. Die größere Schale bei vielen durchlöchert für einen Haftmuskel. Atmungsorgane spiralig („Arme“), häufig auf zarten,, kalkigen Stützvorrichtungen aufruhend („Armgerüst“ V. 8). Im Innern öfters Stützen („Septa“) zur Verstärkung der Schalen. Marine Tierformen.

In allen geologischen Formationen auftretende Familien, Gattungen und Arten (etwa 7000 Arten gegen 150—160 der Jetztzeit); viele derselben wichtige Leitfossilien.

Lingula (vom Kambrium bis heute) mit kalkig horniger Schale (I. 2. 3).

Productus (V. 10—12, VII. 10). Große Klappe stark gewölbt, kleine Klappe vertieft. Ohne Armgerüst.

Spirifer (III. 14—17. 19, V. 8. 9, VII. 13) mit spiraligem Armgerüst (nur bis in die Trias reichend).

Pentamerus (II. 3. 11) mit kräftigen Schloßstützen.

Bhynchonella (III. 20. 22, XII. 8, XVI. 17. 18, XIX. 5). In allen Formationen bis heute; kurze Armstützen, faserige Schale.

Terebratula (VIII. 17, XI. 14, XII. 3-5, XIV. 1—5, XVI. 14—16, XIX. 3. 4). „Arme“ auf einer wohlentwickelten Schleife als Armstütze, Schale fein punktiert. In allen Formationen bis in die Gegenwart.

6. Kreis der Mollusken (Weichtiere). Tiere mit weichem, von einer derben Haut (Mantel) umgebenen Körper. Der Mantel scheidet sehr häufig Kalkschalen ab.

Lamellibranchiaten (Blattkiemer, „Muscheln“, Conchiferen, Bi-valven). Zwei kalkige Schalen, die paarigen Kiemen blattförmig unter dem an der einen Seite (Stirnseite) offenen Mantel. Die beiden Schalen entweder ungleich und mehr weniger einfach symmetrisch oder äußerlich gleich (rechts wie links). Unter dem Wirbel oder Buckel das Schloß, aus inein-andergreifenden „Zähnen“ (Schloßzähnen) gebildet (Schloßrand). Verschluß der Schalen mittels an der Schale angewachsener Schließmuskeln (einer oder zwei), Öffnung durch elastische Bandmassen (Ligament).

Die im Sande oder Schlamme steckenden Muscheln besitzen Röhren (Siphonen) zur Aufnahme und Ausscheidung des Wassers. Solche Formen zeigen einen eigenartigen Verlauf der Anwachslinie des Mantels an der Schale („Sinus“ oder „Mantelbucht“, vergl. z. B. Taf. XXVIII. 2), an der der Wirbelspitze abgewendeten (hinteren) Schalenhälfte. Ungefähr 5000 lebende Arten gegenüber 10.000 fossilen Formen, darunter wichtige Leitfossilien.

Monomyarier, Einmuskelige, d. h. mit nur einem Schließmuskel: Ostrea (XIV. 6), Spondylus (XXI. 25), Lima (XII. 12), Pecten (VIII. 15).

Heteromyarier, mit zwei verschieden starken Schließmuskeln, der vordere sehr klein werdend, z. B. Avicula (XII. 11), Gervillia (VIII. 11. 12), Mytilus (XXVII. 7), Inoceramus (XXII. 5 — 8).

lsomyarier, mit zwei gleichstarken Schließmuskeln. Ohne Mantelbucht: Myophoria (VIII. 3), Trigonia (XIV. 8. 9), Megalodon (XI. 8), Chama, Diceras (XVI. 22) und Bequienia (XIX. 6). Rudisten: Hippurites, Badiolites, Sphaerulites usw. (XXII. 1—4. 13). Cardium (XXVIII. 18 — 20) usw. Mit Mantelbucht: Venus (XXVII. 6), Tellina (XXVII. 4), Panopaea (XXVII. 9), Pholadomya (XIV. 10), Mactra (XXVIII. 1). — Von Siiß-wasserformen Unio und Anadonta.

Die Bohrmuscheln: Pliolas (Steinbohrer) und Teredo (Holzbohrer).

Gastropoden (Schnecken). Kopftragende Weichtiere, zumeist mit Spiralschalen, oft mit einem Deckel verschließbar. Ungemein formenreiche Klasse. Marine, Süß wasser- und Landfamilien.

Eigentliche Gastropoden: Pleurotomaria (XIV. 16), Turritella (XXVII. 18), Natica (XXVI. 15), Paludma (=Vivipara, Süßwasserformen XXVIII. 30—34), Cerithium (XXVI. 8—11), Murex (XXVII. 24), Fusus (XXVII. 17), Conus (XXVII. 14) usw. Helix (Landschnecken XXVIII. 25).

Scaphopoden (Grabfüßer). Dentalium, mit gebogener, an beiden Seiten offener Röhre (XXVII. 26).

Pteropoden (Flügelfiißer), nackt oder mit kegelförmiger, pyramidaler oder gewundener Schale. Hierher werden auch die silurischen Tentaculiten gestellt (I. 6), ferner Conularia (I. 7).

Cephalopoden (Kopffüßer). Um den mit schnabelförmigen Hornkiefern (Rhyncholithes VIII. 23) versehenen Mund 8—10 kräftige Fangarme oder viele dünne Tentakeln. Wohlentwickelte Augen. In der Mantelhöhle zwei oder vier Kiemen. Eine Röhre (Trichter) erlaubt das eingesogene Wasser mit großer Gewalt nach vorne hinauszutreiben: Bewegung durch Rückstoß. Nackthäutige und gekammerte Gehäuse tragende Formen. Die letzteren gehören zu den wichtigsten Leitfossilien.

Dibranchiaten (Zweikiemer). Schalenlos oder nur im Innern des Mantels Schalengebilde. Im Mantelraume ein Sack mit stark färbender brauner Flüssigkeit (Tintenbeutel). Decapoden (Zehnfüßer): Sepia (Tintenfisch) der heutigen Meere, mit einem hornigen oder kalkigen Körper (Schulp) im Mantel, an dessen Ende sich bei letzterem ein kleines festes Zäpfchen (Rostrum) befindet. Die Belemniten (XVIII. 19, XII, XIV, XIX und XXIII) wurden als analoge Bildungen aufgefaßt. Octopoden (Achtfüßer): Octopus (nackt), Argonauta (mit dünner, schön gezierter, ungekammerter Schale).

Tetrabranchiaten (Vierkiemer): Nautilus (II. 16). Vom Silur durch alle Formationen (!). Heute in tropischen Meeren. Schale meist glatt, Kammern mit einfach geschwungenen Ansatzlinien der Kammerscheidewände (Lobenlinien). Diese in der Mitte durchbohrt, für eine, die mit Luft gefüllten Kammern mit der Wohnkammer verbindende, oft verkalkte Röhre (Sipho, mit nach rückwärts gerichteten Siphonaldüten). Orthoceras (Geradhorn), Cyrtoceras usw. (II. 6. 7 und 9, XI. 7). Von den fossilen Nautiloideen kennt man keine Weichteile.

Zu den Vierkiemern rechnet man gewöhnlich die Ammonitideen mit gekammerten, sehr mannigfaltig gekrümmten und verzierten Schalen und mit verschiedenartig, meist vielfach gelappten Lobenlinien. Von den Weichteilen des Tieres ist nichts bekannt.

Die Siphonaldüten an den Luftkammerscheidewänden sind nach rückwärts gerichtet und stehen bei Clymenia (IV. 3) an der Innenseite. Bei Groniatites verläuft der Sipho an der Außenseite der Schale. Spitzwinkelig verlaufende Lobenlinien (IV. 1).

Die eigentlichen Ammoniten (Ammonshörner), mit reichgelappten Loben (vom obersten Paläozoikum bis in die Kreide reichend), werden in zahlreiche Gattungen eingeteilt. Die spiral gewundene Röhre der Schale ist entweder involut (eingerollt), wenn der letzte Umgang die früheren weit umhüllt oder vollkommen einschließt, oder evolut (aufgerollt), wenn alle Umgänge von außen sichtbar sind. Der Sipho verläuft auf der Höhe der Schale (Außen- oder Externseite). Gegen 5000 beschriebene Arten, darunter wichtigste Leitfossilien.

Ceratites, Trachyceras, Arcestes, Aridités, Amaltheus, Stephanoceras, Lytoceras, Phylloceras, Perispliinctes sind einige der vielen Gattungen.

Siehe die Angaben der Tafeln (VIII, X—XV, XVII, XIX, XX, XXIII).

Bei vielen, besonders bei kretazeischen Formen treten die Windungen entweder außer Berührung (z. B. Crioceras, XX. 8), oder sie strecken sich

in die Länge (z. B. Baculites, XXIII. B. 4), oder die Windungen verlaufen turmähnlich (z. B. Turrüites, XX. 9) us w. Sie werden als ammonitische Nebenformen (XX und XXIII) zusammengefaßt.

Erwähnt seien die als Aptychen bezeichneten zumeist kalkigen, selten hornigen, zweiteiligen Schalenstücke (XVII. 1. 2, XIX. 14), welche man als Deckel der Schalenmündung der Ammoniten zu deuten pflegt.

7. Kreis der Arthropoden (Gliederfüßer). Der symmetrisch gebaute Körper, der einen Kopf, Mittelleib (Thorax) und Hinterleib (Abdomen) unterscheiden läßt, ist mit einem Chitinhautskelett (mit Kalkeinlagerungen) bekleidet und trägt paarige, häufig gegliederte Anhänge: Kiefer, Fühler und Füße.

Crustaceen (Krustentiere, Krebse). Kiemenatmer, Wasserbewohner. Treten schon in den ältesten Formationen auf.

Ostracoden (Muschelkrebse), kleine zweiklappige Krebse, finden sich in oft massenhafter Anhäufung in allen Formationen bis in die Gegenwart (marine und Süßwassertiere), z. B. Cypridina (IV. 6), Cypris (XVIII. 13) usw.

Phyllopoden (Blattfußkrebse), in einzelnen Formen auch fossil bekannt (Estheria IX. 14).

Cirripedien (Rankenfüßer), in der Jugend freischwimmend, im Alter in einem Gehäuse festsitzend, z. B. Bcdanus (XXVII. 28).

Trilobiten (I. 8—19, IV. 5 und V. 17) in zahlreichen Formen (über 1800 Arten) im Kambrium und Silur; reichen bis in die obere (marine) Dyasformation. Zumeist wird nur der Rückenpanzer gefunden, doch kennt man an seltenen Stücken auch die paarigen, gegliederten Bewegungs- und Atmungsorgane. Wichtige Leitfossilien für die paläozoischen Formationen.

Von den Decapoden (Zehnfüßern) kommen sowohl die langgestreckten Formen (Macruren, Langschwänzer), z. B. Pemphix (IX. 15), als auch die kurzen und breiten Formen mit zurückgeschlagenem Hinterleib (Kurzschwänzer, Brachy-uren) schon in den mesozoischen Formationen vor.

Gigantostraken zum Teil gewaltig groß (bis 2 m) werdende, paläozoische Scherenkrebse. (Eurypterus Taf. II. 18).

Die übrigen Klassen der Arthropoden: Insekten, Tausendfüßer und Spinnen spielen fossil und als Leitfossilien keine sonderliche Rolle, obwohl sich Insekten (z. B. im Bernstein eingeschlossen oder in Mergelschiefern) sehr wohlerhalten vorfanden und bis in das Oberkarbon zurückreichen; Tausendfüßer und Skorpione wurden sogar schon in silurischen Schichten gesammelt.

8. Kreis der Vertebraten (Wirbeltiere). Mit innerem Knochenskelett. Kopf und Wirbelsäule umschließen Gehirn und Rückenmark, die seitlichen Anhänge (Rippen) die Leibeshöhle ; die Extremitäten vermitteln die Bewegung.

Fische (Pisces) treten schon in den ältesten Formationen (Silur) auf. Zumeist Kiemenatmer. Die Extremitäten als Flossen entwickelt. Das

Skelett knorpelig (Haie und Rochen) oder teilweise oder ganz verknöchert (vom Jura an). Die Haut mit knochenartigem Panzer umgeben oder mit Schuppen bekleidet, die zuweilen derb und mit einem emailartigen, harten Überzüge (bei den Ganoiden oder Schmelzschuppern) versehen sind (IV. 7—13, VII. 5, XVIII. 6).

Amphibien (Lurche). Kiemen- und Lungenatmer. Machen eine Verwandlung durch. Nackthäutig oder (die Formen der älteren Formationen) mit Hautpanzern versehen (Panzerlurche). Gepanzerte Formen: Brancliiosaurus (VII. 7) mit bezahnten Kiefern und Scleroticaring (Knochentäfelchen um die Pupille), im Karbon und Perm, Archegosaurus mit tief gefalteten, äußerlich längsgerieften Zähnen und die Labyrinthodonten (Mastodonsaurus, IX. 1.) in der Dyas und Trias. ChirotJierium-Fähvten (VIII. 2). Nackte Formen: Riesensalamander (Andrias Sclieuclizeri XXIX. 1) in der mittleren Tertiärzeit.

Reptilien (Kriechtiere). Lungenatmer. Meist beschuppte oder be-panzerte fossile Formen. Vom Oberkarbon bis heute. Lebend: Schlangen, Eidechsen, Krokodile (Wasserechsen), Schildkröten. Nur fossil: Die Ichthyosaurier (Fischsaurier, Fischdrachen): Ichthyosaurus (XVIII. 1 — 3), Plesiosaurus (Schlangensaurier, XVIII. 4). Auch Placodus (IX. 5) wird hierher gestellt. Flugsaurier: Pterodactylus (XVIII. 5), Pteranodon aus der Kreide von Kansas mit größter Schwingen-Spannweite (bis 7 m). Die riesig groß werdenden Dinosaurier („Schreckenechsen“): Iguanodon (XXIV. 5, 6).

Vögel(Aves). Warmblütig, Federkleid und Flügel. Unter den fossilen Vögeln solche mit bezahnten Kiefern: Archaeopteryx (Eidechsenvogel XVIII. 7), mit zweizeilig befiedertem Schwänze. Ichthyornis, Hesperornis (XXIV. 7) sind Zahnvögel aus der Kreide von Kansas. Flügellose Riesenvögel (Moa) vom Baue der Laufvögel im Diluvium von Neuseeland.

Säugetiere {Mammalia). Haarkleid. Die Monotremata (Kloakentiere) mit nur einer hinteren LeibesöfFnung, wie bei den Vögeln. Eierlegend. Fossil mit Sicherheit nicht bekannt. Alle anderen Junge gebärend. Diese entweder wenig entwickelt, in Hautfalten ausreifend (Marsupialia, Beuteltiere), oder vollkommen entwickelt (ausgetragen). Verwandte der Beuteltiere treten zuerst auf. Spuren davon schon in der oberen Trias (Micro-lestes IX. 11) und im Jura (XVIII. 10—12). Im Eocän erscheinen dann neben Beuteltieren auch höhere Säuger, vor allem Dickhäuter. Im Neogen formenreiche Säugetierfaunen (XXX). Annäherung an die Gegenwart. Im Diluvium neben heute noch fortlebenden Formen auch jetzt ausgestorbene.

Das erste Auftreten des Menschen fällt in das Diluvium (oder in das jüngste Tertiär).

Eingehende Werke über die Paläontologie: K. A. v. Zittels großes Werk, München 1876 bis 1893 (eine kleinere Ausgabe, 1. Auflage, München 1895 in einem Bande, 4. und 2. Auflage 1911 und 1915 in zwei Bänden), G. Steinmanns und Döderleins Elemente der Paläontologie, Leipzig 1890, und G. Steinmanns Einführung in die Paläontologie,

2, Auflage. Leipzig 1907, E. Stromer von Reichenbach: Paläozoologie,

2 Bände, Leipzig 1909 und 1912, 0. Abel: Die vorzeitlichen Säugetiere, Jena 1914.

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Übersicht über das Auftreten der wichtigsten Klassen und Ordnungen der Organismen.

(Nach J. Dana und H. Credner.)

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Trias . . .

Perm . . Karbon . Devon . Silur . . Kambrium

Erstes Zeitalter.

Die azoische oder archäische Ära oder die Urzeit der Erde.

(Das Urgebirge.)

Die archäischen Formationen bestehen vorherrschend aus voll-kristallinischen Silikatgesteinen: teils Massengesteinen, wie Granit (Fig. 169—171, S. 159 u. 161), Syenit, Grünsteine und Quarzporphyre, teils vollkristallinischen Schiefergesteinen, wie Gneis, Glimmerschiefer, Hornblendeschiefer, Granulit und Phyllit mit untergeordneten Massen von Quarzit, Serpentin, körnigem Kalkstein, Magnesit, Graphit, usw.

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Fig. 268. Profil des Hüttenberger Erzberges. (Nach F. Seeland.)

1 Gneis. 2 Glimmerschiefer mit Einlagerungen von körnigem Kalkstein (3), Turmalinfels (4) und Amphibolit (5). 6 Eklogit. 7 Spateisensteinlager in der Kalksteinmasse der Rudolfshöhe, {ab Niveau des Bahnhofes Mosel. c Hochofen Heft, d Kirche von Hüttenberg, e Bahnhof von Hüttenberg.)

Es sind dies die ältesten Gesteinsbildungen, welche man kennt, und die man deshalb auch als das Urgebirge bezeichnet. Sie setzen das Grundgebirge der Erde in großer räumlicher Ausdehnung zusammen, auf welchem alle, deutliche organische Reste einschließenden klastischen Sedimentgesteine aufruhen. Sie sind reich an Erzlagerstätten und Erzgängen aller Art und an anderen nutzbaren Mineralien. Als Beispiel sei auf das reiche Spateisenstein-vorkommen des Hüttenberger Erzbergbaues hingewiesen (Fig. 268).

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Hinweise auf die paläontologischen Tafeln und Figuren.

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Fig. 269. Schematisches Profil durch das Berner Oberland. (Nach A. Baltzer.)

Kalkkeile im Gneis: I Mit spitzem Ende (6 abgetrenntes, eingefaltetes Kalkende). II Mit stumpfer Endigung. III Kappe auf dem Gneis. IV Konkordante Einfaltung. V und VI Gneiskeile mit transversaler Schieferung zwischen den Kalken. (7 Gneislappen im Kalk.)

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Die Freiberger Erzgänge (Fig. 231, S. 231) liegen auch in dieser Formation, desgleichen jene von Kongsberg usw.

Von edlen Metallen kommen im Urgebirge vor: Gold, Silber, Platin; von unedlen Metallen: Blei, Kupfer, Zinn, Zink, Eisen, Kobalt, Nickel, Antimon usw. in vererztem Zustande; von Edelsteinen: Diamant, Rubin, Sapphir, Spinell, Smaragd, Hyacinth (Zirkon), Topas; ferner Granat, Turmalin und die verschiedenen Abarten des Quarzes. Die meisten Edelsteine werden, ebenso wie ein großer Teil des Goldes und das Platin, aus den schon auf S. 195 erwähnten Seifenablagerungen gewonnen, das sind Anhäufungen der schweren Teile des durch Zerstörung der azoischen Gesteine entstandenen Gebirgsschuttes.

Die archäischen Formationen, deren Schichtenreihe in einzelnen Gegenden, z. B. in Canada (Fig. 282) auf etwa 16.000 m, in Böhmen sogar auf die außerordentliche Mächtigkeit von 30.000 m geschätzt wurde, sind mit ziemlich gleichbleibendem Charakter weit verbreitet auf allen Kontinenten und in allen Zonen; die Lagerung der Schichten zeigt die mannigfaltigsten Störungen durch Dislokationen aller Art, durch Brüche, Aufrichtung und Faltung einzelner Gesteinsbänke und ganzer Schichtenverbände. In der Zentralzone der Schweizer Alpen gehen diese Faltungen sehr weit; so findet man z. B. im Berner Oberlande förmliche Einfaltungen von jüngeren Formationen in die kristallinischen Schiefer (Fig. 269).

In sehr weiter Verbreitung und unbedeckt von jüngeren Bildungen treten die archäischen Formationen auf im Gebiete der hercynisch-sudetischen Län-

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4 Sande und Sandsteine. 5 Töpferton. (2 bis 5 Neogen.) 6 Glimmerschiefer. 7 Gneis. 8 Granulit 9 Hornblendeschiefer. 10 Körniger Kalkstein. 11 Granit. 12 Serpentin.

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Fig. 270. Geologisches Profil durch die östliche Randzone der großen hereynischen Masse zwischen Zwettl und Meissau

in Niederösterreich. (Nach'F. Cźjźek.)

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Fig. 271. Profil durch den nördlichen Böhmerwald. (Nach F. v. Höchst et ter.)

1 Jüngerer (hercynischer) Gneis mit Einlagerungen von Granulit (2) und Granit (3).    4 Quarzlager

(Quarzfels). 5 Hornblendeschiefer. 6 Mächtige Granitmasse. 7 Glimmerschiefer. 8 Phyllit (Ur-tonschiefer). Westwärts, im Liegenden (auf bayrischem Gebiete), die roten (bojischen) Gneise.

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Fig. 272. Profil durch die archäischen Formationen des Erzgebirges.

(Nach H. Credner.)

1 Gneis. 2 Glimmerschiefer. 3 Phyllit, nach oben in das Präkambrium, Kambrium und Silur übergehend. 4 Steinkohlenformation. 5 Rotliegendes.

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Fig. 273. Profil durch den Bayrischen Wald. (Nach W. Giimbel.) 1 Gneis des Arberstockes. 2 Gneisglimmerschiefer. 3 Glimmerschiefer mit Granitgängen (4). 5 Quarzitschiefer und 7 körniger Kalk im Glimmerschiefer eingelagert. 8 Phyllit mit Phyllitgneislinsen.

9 Kambrium.

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Fig. 274. Das Graphitvorkommen von Wolmersdorf in Niederösterreich. (Nach Fr. v. Hauer.)

1 Quarzschiefer der hercynischen Gneisformation. 2 Körniger Kalkstein. 3 Hornblendeschiefer. 4 Glimmerschiefer. a, b, c, d, e Fünf Graphitlagerim Bereicheder Quarzitschiefer, zumeist an den Gesteiusgrenzen.

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Fig. 275. Profil durch die Tauernkette. (Nach D. Stur.)

1 Gneis. 2 Glimmerschiefer (Granatglimmerschiefer z. T.).    3 Phyllit (Tonglimmerschiefer), im Süden

einen Fächer bildend. 4 Zentralgneis. 5 Schieferhülle des Zentralgneises. (Chloritschiefer, Kalkglimmerschiefer, Hornblendeschiefer usw.) 6 „Alpenkalk“ (Trias).

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Fig. 276. Profil durch die Hohen Tauern. (Nach F. Löwl, 1895, Jahrb. der k. k. geol. Reichsanstalt.)

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g Granit (Zentralgneis), g Gneis mit Granit-Apophysen. k Kalkglimmerschiefer mit Chloritschieferlinsen, h Hornblendeschiefer, gr Grünschiefer mit Diabas.

Serpentin, z Glanzschiefer des Pinzgau.

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łig. 277. Profil durch die Hohen Tauern. (Nach F. Löwl, „Führer“ 1903.)

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gl Matreier Glanzschiefer und Quarzit. — t Triaskalk.

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der (Fig. 270—274), in der Zentralzone der Mittel- (Fig. 254, S. 238) und Ostalpen (Fig. 275—277), in den Stock- und Zentralmassen der Westalpen (Fig. 278—280) und der Karpathen (Fig. 281); im französischen Zentralplateau, in Skandinavien und Finnland, in Nordamerika (Canada, Fig. 282), Brasilien, usw. Sie setzen sonach sowohl

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Fig. 278. Profil durch den Mont Blanc-Stock. (Nach A. Favre und P. Ch. Lory.)

1 Gneis. 2 Protogin (Granitgneis). 3 Glimmerschiefer. 4 Phyllit. 5 Karbon. 6 Trias. 7 Jura.

•    8 Kreide und Tertiär.

große Massive und Rumpfgebirge (zum Teil mit weitgehender Abrasion), als auch die Zentralregionen von Kettengebirgen Sehr lehrreich ist das Profil durch die östliche Rand-

zusammen.

zone der hercynischen Masse. Dasselbe läßt das Verhältnis der kristallinischen Schiefer zu den granitischen Massen, den Wechsel und die Verbindung der verschiedenen kristallinischen Schiefer miteinander deutlich erkennen (Fig. 270, S. 271).

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Fig. 279. Profil durch die Stockmasse des Simplon. (Nach Alb. Heim.)

1 Altere Glimmerschiefer. 2 Gneis von Antigorio. 3 Jüngere Glimmerschiefer mit Cipollineinlagerungen (6). 4 Schieferiger Gneis mit Einlagerungen von kristallinischem Kalk (Cipollin b) und Amphibolschiefer («).    5 Glanzschiefer (Schistes gris lustrés) = metamorphosierte jüngere Sedimente mit

Gipslagern (c).

Nach U. Gruben mann hätte man bei den metamorphischen Gesteinen drei in verschiedener Tiefe liegende Zonen der Metamorphose zu unterscheiden. Eine unterste (Gneise, Granulite usw.) mit starken chemischen Wirkungen, eine mittlere (Glimmerschiefer, Hornblendeschiefer, Marmore usw.) mit gleichfalls beträchtlichen chemischen Umwandlungen unter der Einwirkung großer Wärme und großen Druckes und eine obere (Phyllite, Quarzite, konglomeratische Schiefer), in welcher mechanische Kräfte die größte Rolle spielen (s. auch S.190).

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Fig. 280. Profil durch das Simplongebirge längs des großen Tunnels mit dem geothermischen Profile.

(Nach H. Schardt, 1914.)

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14 Moränenschutt,. I—I Hauptüberschiebung. II—II Zweite Überschiebung.

Die Gesteine dieser Formationen sind azoisch, das heißt, sie enthalten keine sicher erkennbaren organischen Beste. Es folgt jedoch daraus nicht, daß, besonders im jüngeren Zeitabschnitte ihrer Bildung lind Ablagerung, keine organischen Wesen gelebt haben könnten. Im Gegenteile, es ist denkbar, daß die eisten Anfänge des organischen Lebens bis in die Urzeit der Erde zurückreichen und daß z. B. der Graphit, der in den kristallinischen Schiefergesteinen vorkommt, pflanzlichen Ursprunges ist (Fig. 274, S. 272). Die organische Struktur ist nur infolge metamorphosieren-der Vorgänge vollkommen verschwunden. (E. Wein schenck vertritt die Annahme der anorganischen Natur des Graphits.)

In Canada fand man im kristallinischen Kalke eigenartige knollige Massen von Kalk und Serpentin in einer derartigen Verbindung, daß man an organische Überreste dachte, welche als Eozoon canadense (Fig. 283) beschrieben wurden. Später sammelte man ganz ähnliche Körper auch in Böhmen, Skandinavien und Schottland. Die organische Natur erscheint jedoch durchaus nicht sichergestellt und wird als eine Täuschung betrachtet.

Trotzdem wird es erlaubt sein, bei der Entstehung der Kalksteinlager des Azoikums an die Mitwirkung organischer

Bildungen zu denken, in jener auf die Krustenerstarrungsvorgänge folgenden, ungeheuer langwährenden Zeit, in welcher der Bestand flüssigen Wassers möglich geworden war und die Einwirkungen desselben auf die Krustengebilde auftreten konnten. Die Konglomeratbildurigen z. B. im sächsischen Glimmerschiefer oder in der bosnischen Formation des südwestlichen Finnland sind wohl die Beweise für jene Einwirkungen.

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Fig. 282. Profil durch die gefaltete „Urgneisformation“ bei Grenville in Canada.

(Nach W. N. Logan.)

a Kristallinischer Kalkstein (Cipollin), b Quarzit, c Laurentinischer Gneis.

Man hat die Bildungen des archäischen Zeitalters vor allem in zwei große Systeme unterschieden, die man in Nordamerika als das ältere laurentinische (das eigentliche Archaikum) und das jüngere huroni-sche System bezeichnete. Das letztere wurde neuerlich auch 'das Präkambrium oder Algonkium genannt. Man hat angenommen,

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Fig. 288. Eozoon canadense Dawson. Aus der laurentinischen Gneisformation von Canada (weiß der Kalk, dunkel der Serpentin).

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daß in der allerältesten Zeit ein Niederschlag flüssigen Wassers nicht habe stattfinden können (anhydrische Zeit); es hängt dies streng genommen mit der alten Anschauung zusammen, daß der vollkristallinische Gneis als ein Rest der ältesten Erstarrungskruste anzusehen sei. Nun kommt aber schon in der ältesten canadischen Urgneisformation Kalkstein in großer Mächtigkeit vor (Fig. 282). Der älteren Abteilung' rechnet man in den hercynischen Ländern die kalkfreie bojisclie Gneisformation zu (nach den keltischen Bojern genannt), während man die Kalk und Graphit führende hercynische Gneisformation mit dem jüngeren Systeme in Parallele stellte. Ganz ähnlich hat man in Sachsen der Urgneisformation die obere Urschieferformation gegenübergestellt (Fig. 272. S. 272).

In den West- und Zentralalpen betrachtet man die Fächer der Granite und Gneisgranite in den Zentralmassen des Mont Blanc (Fig. 278, S. 274), St. Gotthard (Fig. 254, S. 238) als echtes Archaikum und ähnlich so auch in anderen Kettengebirgen.

In den Ostalpen unterscheidet man als Ältestes den zum Teil förmlich massig aussehenden Zentralgneis (Gneisgranit), der in gewaltiger Ausdehnung von Tirol bis gegen Gmünd in Kärnten reicht, als gewölbeartige Masse auftritt und, nach außen schieferig werdend, von Chlorit-, Kalkglimmer-, Glimmer- und Hornblendeschiefern wie von einer Hülle („Schieferhülle“) umgeben erscheint (Fig. 275, S. 272). Aber auch die Urtonschiefer (Phyllite) spielen eine größere Rolle als jüngstes der Glieder. Die Gesteine der „Schieferhülle“ könnte man nur als Äquivalent der huronischen Abteilung oder des Präkambrium betrachten, wobei kaum ein Zweifel darüber bestehen kann, daß sie zum Teil hoch metamorphosierte Gesteine viel jüngeren Alters in sich begreifen dürften.

In den Karpathen treten die azoischen Gesteine als insulare Massen am Südrande des großen ungarisch-galizischen Karpathenbogens auf. Die größte Erhebung erreichen diese Gesteine in der Tatra (Fig. 281, S. 276), die ausgedehnteste Masse ist das sogenannte oberungarische Massiv südlich von derselben. Y. Uhlig betrachtet (1903, „Bau und Bild Österreichs“) als echtes Urgebirge der Karpathen den Gneis, die Glimmer- und Hornblendeschiefer, und vielleicht auch gewisse kristalline Kalke, während er bei all den Gesteinen mit ausgesprochen metamorphem Aussehen an noch nicht bestimmte paläozoische Systeme denken möchte. In gewaltiger Erstreckung ziehen sich die azoischen Gesteine auch an der siebenbürgisch-bukowinischen und moldauisch-walachischen Grenze hin. Kleinere Massen tauchen einerseits in der Marmaros, anderseits östlich vom Biharer Gebirge zwischen Ungarn und Siebenbürgen, im Banate usw. auf, Schollen eines gewaltigen kristallinischen Massives vergleichbar, welche meist einseitig von jüngeren emporgerückten Sedimenten bedeckt erscheinen.

Aus dem Gesagten ginge hervor, daß z. B. im Hüttenberger Profil (Fig. 268, S. 270) nur der Gneis als ein Äquivalent der laurentinischen Stufe betrachtet werden, alles übrige aber höchstens Algonkium oder Huron sein könnte, ln ähnlicher Weise müßten alle übrigen Profile gedeutet werden. Mit einem Worte: eine Trennung in die beiden

Abteilungen wird sich nur in besonderen Fällen mit einiger Sicherheit vornehmen lassen, wobei zumeist die persönliche Auffassung des Beobachters ausschlaggebend sein wird. Im Gebiete des Oberen Sees in Nordamerika hat z. B.Ch. R, van Hise zwischen beiden Abteilungen eine große Diskordanz beobachtet, mit Konglomeraten an der Basis des von ihm als Algonkium betrachteten Teiles der über den typischen Gneisen auftretenden Gesteine.

Im Algonkium südlich vom Oberen See spielen über den phyllit-artigen Schiefern und grauwackenartigen Gesteinen in den oberen Schichtenverbänden der Keweenaw an-Formation (nach der Halbinsel Keweenaw so genannt) Eruptivgesteine eine überaus wichtige Rolle, welche vor allem in Lagermassen auftreten, deren Reichtum au gediegenem Kupfer in Mandelsteinausfüllungen von großer Wichtigkeit ist. Lokal soll die Mächtigkeit dieser Eruptivgesteinsmassen bis 10 hm betragen. Es sind Quarzporphyr-, Gabbro-, Diabas-, Porphyrit- und Melaphyrlager. Aber auch Stöcke und Gangmassen finden sich. Über das Vorkommen von Archaikum und Algonkium im Grand-Canon-Gebiet vergleiche man das Profil S. 85, Fig. 69. — In Schweden und in Ostfinnland bat man das Vorkommen verschiedener zum Algonkium zu rechnender Formationen unterschieden, ebenso im südlichen Wales, im schottischen Hochlande und in der Bretagne, also im Gebiete der kaledo-nischen Rumpfgebirge. Auch Bildungen der Barrandeschen Stufen A und B in Böhmen werden von einigen Autoren hierher gestellt.

A. P. Coleman (1907) hat im Unter-Huron von Nord-Ontario gekritzte Geschiebe gefunden und daraus auf eine vorkambrische Glazialzeit geschlossen. Eine bei 50 m mächtige Blockformation gleichen Alters am Iang-tse in China wurde geradezu mit einer festverbundenen Grund-moräne verglichen. Der erste, der derartige Anzeichen glazialer Bildungen im nördlichen Norwegen (Varanger-Fjord) unter dem Kambrium aufgefunden hat, war Hans Reusch (1891). Etwas jünger sollen Blocklehmablagerungen mit gekritzten Geschieben aus der Gegend von Adelaide in Siidaustralien sein, wo sie in 150 m Mächtigkeit in weiter Verbreitung auftreten. (E. David, 1906.) Solche Vorkommnisse würden auf weitgehende klimatische Gegensätze hindeuten.

Fossilreste ließen sich im Algonkium nur sehr spärlich nachweisen. Dadurch würden sich die betreffenden Schichtenreihen in der Tat als Übergänge zum Kambrium erweisen und ihre Ausscheidung als Vorkambrium nahegelegt werden. Außer Wurmspuren werden auch spongienartige Körper, Hydrozoenstöcke, einige Brachiopoden (Distinct, und Lingula) und Trilobitenfragmente angeführt, also durchwegs Formen, wie man ihnen auch im Kambrium und Silur begegnet.

Zweites Zeitalter.

Die paläozoische Ära oder das Altertum der Erde.

Von der Zeit an, da das kristallinische Grundgebirge der Erde gebildet war: also von dem Beginne der paläozoischen Periode angefangen, ist die Geschichte der weiteren Fortentwickelung der Erdoberfläche, abgesehen von den wiederholten Eruptivbildungen und den durch die Organismen erzeugten Gesteinen, eine Geschichte der Zerstörung früher entstandener Gesteinsmassen und der Umwandlung derselben zu neuen Gesteinsschichten. Unter den Gesteinen dieser und der folgenden Zeitabschnitte spielen daher die klastischen Sedimente neben zoogenen und phytogenen Ablagerungen die Hauptrolle.

Über dem Urgebirge folgt nach der alten Werner sehen Auffassung das Übergangs- und Flözgebirge. Das paläozoische Flözgebirge schließt deutlich erkennbare Tier- und Pflanzen reste in sich (Tafel I— VII). Sowohl ihrem äußeren Aussehen nach, als auch in ihrem inneren Baue entfernen sich die fossilen Organismen dieser ältesten Zeit in weitaus den meisten Fällen weiter von den Organismen der gegenwärtigen Schöpfung als die fossilen Reste der mesozoischen und känozoischen Ära. Bei manchen läßt sich kaum die Familie oder Ordnung erkennen, in welche sie unter den lebenden Organismen einzureihen wären; der Art (Spezies) nach sind sie ohne Ausnahme von jetzt lebenden Tieren und Pflanzen verschieden; die Arten der paläozoischen Ära sind also alle ausgestorben.

Die Flora der paläozoischen Zeit wird fast ausschließlich durch kryptogame Pflanzen gebildet; Seetange, schachtelhalm-artige Pflanzen, Farne und farnähnliche Gewächse und bärlappartige Pflanzen sind die vorherrschenden Formen. Dagegen fehlen noch ganz die Dicotyledonen, z. B. alle Laubbäume und die meisten Formen der Monocotyledonen.

Ähnlich verhält es sich auch mit der Fauna. Von den großen Abteilungen der Wirbeltiere, welche in der Gegenwart über alle Teile der Erde verbreitet sind, fehlen die Säugetiere und Vögel durchaus. Die Reptilien und Amphibien stellen sich erst in der jüngeren Abteilung des Paläozoikum ein und nur die Fische sind in größerer Mannigfaltigkeit schon in den älteren Ablagerungen dieses Zeitalters vertreten. Die Hauptrolle spielen wirbellose Tiere aus den Ordnungen der darmlosen Tiere (Korallen), Stachelhäuter, Molluskoiden (am wichtigsten die Brachiopoden), Weichtiere und Gliederfüßer (vor allem die Trilobiten).

Das Klima während der paläozoischen Ära war wohl im allgemeinen ein warmes und in seinen äußersten Gegensätzen noch keineswegs so ausgebildet wie jetzt. Nur daraus läßt sich erklären, daß nicht bloß die Familien und Geschlechter der Organismen, welche in dieser Zeit über die Erdoberfläche verbreitet waren, eine große allgemeine Ähnlichkeit haben, sondern daß selbst einzelne Arten (von Korallen und Brachiopoden) in den entferntesten Teilen der Erde, im arktischen Rußland und in Nordamerika, am Kap, in Australien und in Europa als übereinstimmend erkannt worden sind. Einerlei Pflanzenwuchs, einerlei Tierbevölkerung bezeichnet im allgemeinen den Charakter der zumeist flachen Festlandsinseln und des weiten Ozeans der paläozoischen Ära.

Nichtsdestoweniger hat man in neuerer Zeit, auf Grund des Vorkommens von gewissen Sedimentbildungen im jüngsten Abschnitte des Paläozoikums, auf der südlichen Hemisphäre, und zwar in Südafrika, Südamerika, Indien und Australien, Ablagerungen, welche in mancher Beziehung an die Verhältnisse erinnern, wie sie sich an jüngeren Grundmoränen wieder finden: Schichtungslosigkeit des zum Teil polierten und gekritzten Blockwerkes, auf eine jungpaläozoische (karboniseh-permische) Glazialzeit bezogen und auf Inlandeisdecken in jenen Gebieten geschlossen, was wieder auf weitgehende klimatische Gegensätze schließen ließe.

Man hat fünf Hauptformationen dieser Ära unterschieden:

1. die kambrische, 2. die silurische, 3. die devonische, 4. die karbonische oder Steinkohlenformation und 5. die permische oder Dyasformation. Man bezeichnet dieselben als die primären Formationen. (Das Kambrium wird von manchen Autoren mit dem Silur, das Perm mit dem Karbon in einen innigeren Verband gebracht.)

Im europäischen Rußland kommen alle fünf Formationen in regelmäßiger und fast ungestörter Lagerungsfolge neben- und übereinander vor; in den Alleghanies in Nordamerika ist die Reihenfolge vollständig bis auf die permische Formation, in Böhmen sind Mittelkambrium, Silur und Devon höchst ausgezeichnet als Meeresablagerungen entwickelt und treten die Steinkohlenformation und die Dyas in mehreren voneinander getrennten Süßwasser- und Landbildungen auf. Die hercynische Masse wurde sonach nach der Ablagerung des Devon Festland und verblieb als solches bis in die Kreidezeit, wo der nördliche und nordöstliche, und bis in das Tertiär, wo auch der östlichste Teil vom Meere überflutet wurde (Trans-gressionen).

Gliederung der paläozoischen Formationen mit besonderer Beziehung auf Mitteleuropa.

Zahlreiche Amphibien (Panzerlurche) und Reptilien sowie zahlreiche ungleich-schwänzige Schmelzschupper (heterocerke Ganoiden: Palaeoniscus usw.). Viele Brachiopoden. Die ersten echten Ammoniten. Die Trilobiten erlöschen.

5.

Per mische Formation, die Dyas oder das Kupfergebirge.

b) Obere Abteilung (Sandsteine, bituminöse, kupferhaltige Schiefer,

Kalksteine und Dolomite mit Gips- und Steinsalzlagern), Zechst ein,

Kupferschiefer.

Zeitalter der ungleich-schwänzigen Schmelzschupper.

4.

Karbonische Formation oder das Steinkohlengebirge.

Zeitalter der Kryptogamen, der ersten echten Spinnen und Insekten. Die ersten Amphibien und Reptilien im Oberkarbon.

a) Untere Abteilung (Sandsteine,Konglomerate ; Porphyre und Melaphyre). Rotliegendes.

b) Obere Abteilung (Sandsteine, Schiefertone und Kohlenflöze). Produktives Steinkohlengebirge.

a) Untere Abteilung (Kalke, Sandsteine und Tonschiefer) Bergkalk oder Kohlenkalk, Kulmschiefer.

Zahlreiche fossile Hölzer (sog. versteinerte Wälder) von Parnbäumen und Coniferen.

Kryptogame Landpflanzen : Schuppenbäume (Lepido-dendren), Siegelbäume (Si-gillarien), Schachtelhalme (Calamiten), Farne und farnähnliche Pflanzen. Die ersten Nadelhölzer.

Mannigfaltige Entwicklung der Crinoiden (Seelilien) und Brachiopoden im Kohlenkalk.

3.

Devonische Formation, das Devon oder das jüngere Grauwackengebirge.

c) Obere Abteilung Ilm alten, roten Sandsteine (Kalke, Mergel- und Tonschiefer).

von Schottland eigentümliche Panzerfische.

è)Mittlere Abteilung (Kalke, Mergel und Schiefer).

Zeitalter der Panzerfische, Clymenien.

a) Un tere Abteilung (Grauwacken-Sandsteine und Tonschiefer).

Kryptogame Landpflanzen. Deckelkoralle (Calceola sandalina) ; Seelilien, Schraubensteine (Steinkerne von Crinoiden-Stielgliedern).

Mollusken (Goniatiten), Brachiopoden, Trilobiten.

2.

Silurische Formation, das Silur oder das ältere Grauwackengebirge. Zeitalter der Trilobiten und Graptolithen.

b) Obere Abteilung (Kalke, Sandsteine und Schiefer).

a) Untere Abteilung (Quarzite und Tonschiefer)

Korallen, Graptolithen, Seelilien (Crinoiden),Mollusken (Nautileen), Brachiopoden, Trilobiten, die ersten Spuren von Fischen. Die ersten Landpflanzen (Kryptogamen).

1.

Iva mb rische Formation.

Konglomerate, Grau-wracken-Sandsteine, Quarzite und Tonschiefer.

Anneliden (Ringelwürmer), Trilobiten (dreiteilige Urkrebse), Brachiopoden („Armfüßer“).

Die wichtigsten Pflanzen- und Tierformen der paläozoischen Ära.

(Taf. I—VII.)

Der Anfang des organischen Lebens auf der Erde ist in tiefes Dunkel gehüllt. Schon die ältesten fossilienführenden Schichten des Kambrium mit dem Vorkambrium weisen eine große Mannigfaltigkeit von

aus

Formen auf, welche auf eine langwährende vorhergegangene Entwicklungsgeschichte hindeuten, aus der uns bisher keine Überreste bekannt geworden sind. Im allgemeinen dürfen wir nach allem, was wir bisher wissen, auf eine fortschreitende Entwicklung einfacheren zu höher organisierten Formen schließen. (Man vergleiche auch die übersichtliche, systematische Darstellung und die dazu gehörige Tabelle der Organismen, S. 269.)

Die ersten Pflanzen waren Meerespflanzen: Seetange oder Algen. Erst später traten Landpflanzen auf. Ihre massenhafte Entwicklung fällt in die Zeit der Steinkohlenformation. Die

Hauptrolle spielen bärlappartige Bäume, gleichsam Riesenformen der Bärlappe oder Lycopodiaceen: die Siegelbäume und die Schuppenbäume. Die ersteren (Sigillarien) ragten mit ihren säulenförmigen, nur am oberen Teile schwach verzweigten Stämmen und mit ihrer dichten Krone von schmalen, grasförmigen Blättern, gewaltigen Besen vergleichbar, in die Lüfte. Die Rinde des Stammes, der in seinem früheren Zustande Blätter trug, ist längsgefurcht (Taf. VI, Fig. 11, 12) und mit erhabenen, in abwechselnden Reihen geordneten, elliptischen oder sechseckigen, den beim Wachsen in die Dicke auseinander gezerrten Blattnarben besetzt, welche mit Siegelabdrücken verglichen wurden. Auch ihre Wurzeln sind bekannt: Stigmarien (Taf. VI, Fig. 13). Bei den Schuppenbäumen (Lepid öden dren), unter welchen man wieder viele Arten unterschieden bat, haben die beim Wachsen in die Dicke auseinandergezerrten Blattnarben der Rinde (Taf. VI, Fig. 8, 9) rhombischen Umriß. Die Stämme sehen aus, als wären sie mit regelmäßigen, schieflaufenden Schuppenreihen besetzt, sie verzweigen sich nach oben mehrfach, die jüngeren Zweige sind ringsum mit steifen Blättern bedeckt und endigen häufig in kegelförmige Fruchtzapfen, welche an die pfriemlichen Fruchtzapfen der heutigen Bärlappgewächse erinnern (Taf. VI, Fig. 10). Während aber die letzteren kleine, meist kriechende Pflanzen sind, von welchen nur einzelne in den Tropen heimische Arten wenig mehr als 1 m hoch werden, erreichten die Lepidodendren aber auch Sigillarien Höhen von 6—15 m, ja von den ersteren kennt man Stämme von 4 m Umfang und mehr als 30 m Höhe.

Mehr Ähnlichkeit mit noch jetzt lebenden Formen zeigen die überaus zahlreichen Calamitenreste, welche man in den Schichten der Steinkohlenformation findet. Die Calamiten waren baumartige, große, den Schachtelhalmen ähnliche Gewächse mit gegliederten, längsgerieften Stämmen (Taf. VI, Fig. 1, 2, 3), mit verschieden geformten Blättern und Fruchtständen. Zu den ersteren gehören die Sternblätter (Asterophyllites, Taf. VI, Fig. 6), die Kingblätter {Annularia, Taf. VI, Fig. 4), während die Keilblätter (Sphenophyllum, Taf. VI, Fig. 5), ebenfalls mit quirl- oder wirtelförmig gestellten Blättchen, jetzt als eine besondere Ordnung aufgefaßt werden.

Das Unterholz endlich und das Krautwerk der Steinkohlenwälder wurde von Farnkräutern und Farnblattgewächsen (Taf. VI, Fig. 14—18) gebildet und es ist erstaunlich, welchen Reichtum an Formen uns die Schichten der Steinkohlenformation aufbewahrt haben.

Man kennt aus den europäischen Kohlenbecken wenigstens fünfmal soviel Arten, als jetzt Farne (60 Arten) in Europa Vorkommen. Auch baumartige und Schlingpflanzen sind darunter.

Nadelhölzer (Coniferen) treten besonders im Perm auf, in den im Habitus an die Araucariten erinnernden Walchien (Taf. VII, Fig. 1).

An die Coniferen schließt man auch Cordaiies (Taf. VI, Fig. 19—21) an, mit langen, parallelnervigen Blättern (im oberen Karbon).

Die ersten Tiere waren Meerestiere. Von Foraminiferen spielen die oft sehr ansehnlichen Fus ulin en in der karbonischen und permischen Formation eine wichtige Rolle (Taf. V, Fig. 1).

Zu den eigentümlichsten organischen Resten der paläozoischen Zeit, die sich neben Seeschwämmen und Korallen in den sibirischen Schichten finden, gehören die Graptolithen oder Schriftsteine (Taf. I, Fig. 20—24), welche an gewisse Hydrozoen erinnern, ohne daß es möglich wäre, eine sichere Einreihung in das System vorzunehmen. Auf den Spaltungsflächen der silurischen Tonschiefer liegen die meist platt zusammengedrückten, oft wie hingehauchten, zuweilen spiralig gekrümmten, stab- oder manchmal blattförmigen Körper, die entweder auf einer oder auf beiden Seiten mit Zellenreihen besetzt sind, welche den Zähnen eines Sägeblattes ähnliche Vorsprünge bilden.

Die Echinodermen oder Stachelhäuter sind vorzugsweise durch die zierlichen Seelilien (Crinoiden) vertreten, deren in schönster Gesetzmäßigkeit nach der Grundzahl 5 aus einzelnen Kalktäfelchen zusammengesetzte Kelche reichgegliederte Arme tragen (Taf. III, Fig. 11).

Die Schalen der Brachiopoden (Armfüßer), die gegenwärtig auf felsigem oder sandigem Boden meist in größerer Tiefe in den Meeren aller Breiten leben, bestehen aus zwei symmetrischen Klappen

von verschiedener Größe und Gestalt. Mit der kleineren Schale hängt bei vielen Arten ein inneres Kalkgerüst, das sogenannte Armgerüst, zusammen, das bald schleifen-, bald spiralförmig erscheint (Taf. Y, Fig. 8). Nach dem Vorhandensein oder Fehlen, sowie nach der Gestalt des Armgerüstes, nach der Beschaffenheit des Schlosses, sowie nach der Form der Schale werden die Gattungen unterschieden. Den 150—160 bekannten Arten aus den jetzigen Meeren stehen allein über 4000 paläozoische Arten gegenüber (Taf. I—III, V und VII).

Auch Mollusken oder Weichtiere waren bereits in den paläozoischen Meeren in großer Mannigfaltigkeit vertreten. Die Schnecken (Gastropoden) und Muscheln (Lamellibranchiaten) erscheinen häufiger schon in den sibirischen und devonischen Ablagerungen und finden sich ebenso in der Steinkohlenformation und im Zechstein

in zahlreichen, jetzt meist ausgestorbenen Gattungen. Man kennt nur etwas über 900 paläozoische Lamellibranchiaten und über 1000 Gastropoden, gegen 5000 und über 14.000 der Jetztzeit (Taf. II, III, V und VII).

Überaus häufig waren in den paläozoischen Meeren die Cephalopoden oder Kopffüßer (S. 266), die höchst entwickeltste Ordnung der Mollusken. In der Jetztzeit sind die nackten Formen, die Tintenfische und ihre Verwandten, herrschend; fossil sind vorzugsweise beschälte Gattungen bekannt. Die Schalen der Cephalopoden besitzen im Innern aus Perlmuttersubstanz bestehende Querwände, durch welche der hintere Teil der Röhre in zahlreiche Kammern abgeteilt erscheint. Das Tier selbst füllt nur den vordersten Teil der Röhre, die sogenannte Wohnkammer, aus und steht durch einen gefäßreichen sehnigen Strang, den Sipho, der die Scheidewände durchbohrt, mit dem hinteren gekammerten Teile in Verbindung. Die Form der Schalen der paläozoischen Kopffüßer ist überaus mannigfaltig; die in der paläozoischen Zeit am häufigsten vertretene Gattung Orthoceras, das Geradhorn (Taf. II, Fig. 6—8, Taf. IV, Fig. 4, Taf. V, Fig. 16), deren verschiedene Arten von der silurischen Zeit bis in die Trias gelebt haben, zeichnete sich durch eine langgestreckte, spitz kegelförmige und gerade Röhre aus. Ein anderes wichtiges Unterscheidungsmerkmal, nicht bloß verschiedener Gattungen, sondern verschiedener Familien der Cephalopoden liegt in dem Verlaufe der Linie, in welcher die inneren Scheidewände mit der äußeren Schale verwachsen sind, der sogenannten Loben-linie, die an den versteinerten Exemplaren, deren Kammern mit Gesteinsmasse erfüllt sind, hervortritt, sobald man an dem gekammerten Teile die äußere Schale entfernt. Bei allen Geschlechtern,

die mit dem Nautilus der heutigen Meere zur Familie der Nau-tileen gehören, verlaufen die Anwachslinien der Scheidewände einfach geschwungen, bei den Goniatiten (Taf. IV, Fig. 1, 2), einem Qeschlechte, das in der Silurzeit beginnt und im Kohlenkalke das Maximum seiner Entwicklung erreicht, schließen sich die Scheidewände in einer winkelig gebrochenen Linie an die Innenseite der Röhre an. Die Clymenien (Taf. IV, Fig. 3) kommen nur im Devon vor und sind an dem Verlaufe der Lobenlinie und dem innen

gelegenen Sipho leicht kenntlich. Aus den Goniatiten haben sich dann später die Ammonshörner (Ammoniten) entwickelt, welche ringsgezackte Lobenlinien haben und im Perm beginnend im mesozoischen Zeitalter der Erde in zahllosen Arten eine große Rolle spielen.¹

Die Trilobiten gehören zu den Gliedertieren, und zwar in die Ordnung der Crus tace en. Von diesen Tieren, die schon in der Permformation ausstarben, hat sich meist nur der hornigkalkige Rückenpanzer erhalten oder derselbe erscheint in Steinkernen oder Abdrücken abgeformt. Zwei über den Körper verlaufende, mehr oder minder tiefe Längsfurchen trennen einen Mittellappen oder die Spindel von den beiden Seitenlappen (Taf. I, Fig. 8—19, Taf. IV, Fig. 5, Taf. V, Fig. 17). Außerdem zerfällt der Körper auch der Quere nach in drei Teile (daher der Name: Dreilappentiere). Die stärkste Entwicklung der Trilobiten fällt in die sibirische Zeit. Man kennt im ganzen über 1700, und zwar allein aus den silurischen Schichten Böhmens etwa 270, aus Skandinavien 350 Arten.

Die Panzerfische erlangen in der Devonformation ihre größte Bedeutung. Der Körper dieser Fische ist ganz oder teilweise mit großen Platten bedeckt, welche dem Tiere ein von den meisten jetzt lebenden Fischen ganz verschiedenes Aussehen verleihen (Taf. IV, Fig. 9—13).

In den bituminösen, kupfererzhaltigen Schiefern (Kupferschiefern) der Mansfelder Zechsteinformation (und auch im Rotliegenden Böhmens usw.) kommen zahlreiche Fischreste von Schmelzschuppern (Ganoiden, Taf. VII, Fig. 5) vor, mit auffallend unsymmetrischer Schwanzflosse (die heterocerken Fische).

1. Das Kambrium¹)

ist in England, und zwar besonders im nördlichen und südlichen Wales in drei Gliedern mit sehr gestörter Lagerung ausgebildet. (Man vergleiche die Tabelle.) Im südlichen Schweden, dann auf den Inseln Oeland und Bornholm liegen die betreffenden Schichten

(Sandsteine und Alaunschiefer mit einer Kalkzwisclienlagerung) in ungestörter horizontaler Lage über dem Gneisgrundgebirge und werden gleichfalls von ungestörtem Silur überdeckt (Fig. 284).

In den baltischen Provinzen Rußlands lagern zu unterst Tone und Sandsteine und darüber Konglomerate, Sandsteine und Schiefer. Der blaue plastische Ton des Kambrium erreicht bei St. Petersburg eine Mächtigkeit von fast 100 m. Er enthält Glaukonitkörner.

In Böhmen (Fig. 285, S, 289) sind die mittleren Stufen Englands durch Sandsteine und Konglomerate (Pfibramer Grauwacke) und durch die Schichten von Jinetz und Skrej, mit der sogenannten Primordialfauna, vertreten. Die (Vem«s-Schichten fehlen in Böhmen, ebenso wie die Schichten mit Olenellus.

In Deutschland finden sich sowohl im Fichtelgebirge als auch im Frankenwalde, im Vogtlande und im Gebiete des Erzgebirges, im Venn (und angrenzenden Belgien) unbedeutende Äquivalente der kambrischen Formation unter sicherem Silur, bedeutendere in Frankreich, in der-Bretagne und in der Montagne Noire, ferner im nördlichen Spanien, wo ähnlich wie in Böhmen die Olenellus- und Olenus-Schichten nicht bekannt sind, und auf Sardinien, wo gleichfalls nur die Paradoxides-Schichten nachgewiesen wurden.

Estland Finn. Meerbusen Finnland

Schweden Oeland

Gotland

Ostsee

Oesel

vT? » ■« -T- .'V

Fig. 284. Profil von Finnland über Estland, Oesel, Gotland und Oeland nach Schweden. (Nach Fr. Schmidt.)

1 Granit. 2 Kambrium. 3 Untersilur. 4 Obersilur.

In großer Verbreitung tritt das Kambrium in Nordamerika, und zwar in drei Gliedern auf. Das Liegende bilden z. B. im Gebiete der Colorado-Canons die Schichten des Präkambrium oder Algonkium: Konglomerate, Schiefer und Kalksteine mit spärlichen Fossilien in den obersten Lagen (Fig. 69, S. 85). Diskordant über dem vielgestörten archäischen Gneis, wird es auch vom Kambrium diskordant überdeckt, dessen obere Schichten horizontal liegen wie das meiste des darüber Folgenden (das bis zum oberen Karbon reicht). In China wird die bis 6000 m mächtige Sinische Formation F. v. Richthofens dem Kambrium, und zwar mit Wahrscheinlichkeit der mittleren Stufe zugerechnet. (Rote Sandsteine und Kalke.) In Sibirien hat Ed/ v. Toll im Lena- und Tunguskagebiete das Vorhandensein von Unter- und Mittelkambrium, in der östlichen Salt-Range

Gliederung des Kambrium.

Groß

britannien

Skandinavien

Baltische

Provinzen

Böhmen

Nord-

Amerika

Ober-Kambrium

OfettMs-Stufe

Mittel-Kambrium

Paradoxides- Stufe

\Dictyonema- (Dictyograptus•) Schiefer (bitum. Schiefer)

Unguliten-sandstein mit Obolus Apol-linis, wenig mächtig

Konglomerate

(Die Olenus-Schichten fehlen)

Schichten mit Olenus

(Lingula- S chief er) (Dolgelly-Sch.)

(Lücke in Nord-Schottland)

Schichten mit Paradoxides und Agnostus

Menevian (Untere Lingula-Schiefer)

Solvaschichten

Rote Sandsteine (in Wales)

Olenus- Schiefer

ObererAla unschiefer mit Stinkkalkknollen in Norwegen (Agnostus -pisiformis)

Andrarumkalk mit Paradoxides und Agnostus

Unterer Alaunschiefer mit Paradoxides, Ellipsocephahis und Agnostus (in Norwegen)

Olenellus-Kjerulfi-Schichten

(Grauwacken,

Ddx«)

Paradoxides- Sch. von Jinetz u. Skrej (Primordialstuf e = C nach Barrande) mit Einlagerungen von Eruptivgesteinen Sandst. und Konglomerate.

Helle Sandsteine und Grauwacken (Jahns Tïe-moschna-Konglom. Pïibramer Grauwacken und Konglomerate St. B n. Barrande z. T.

Dictyonema-

Schiefer

Potsdamsandstein (New York)

Kalke und Sandsteine (in Canada,Texas usw.)

Sandsteine und Schiefer

(Agnostus pisiformis)

Akadische oder St. John-Gruppe

Im Osten mit Paradoxides

Im Westen mit Olenoides (verwandt mit Olenus)

Olenellus-po ne

Unter-Kambrium

OlenellusStui'e

Coml eysandstein mit Olenellus Konglomerate

Fucoiden- und

Fucoidensand-

stein

Diskordanz

Eophyton-S&nd-

steine

Vorkambr. Torri-don-Sandsteinin NO-Schottland

(iOlenellus-Schichten) Blauer Ton und Sand.

Georgiagruppe Canada und N eu-Fundland Konglomerate und Quarzite Diskordanz

Vorkambrium (Algonkium) St. A u. B z. T., nach Barrande

F. Noetling hauptsächlich das Unterkambrium nachgewiesen. Auf der südlichen Halbkugel sind nur wenige Vorkommnisse (Südaustralien und Argentinien, hier nur das mittlere Kambrium) bekannt geworden.

Die gleichzeitige Verschiedenheit der Sedimente läßt erkennen, daß schon während des Kambrium fazielle Unterschiede bestanden. Die Konglomerate und Sandsteine deuten hin auf den Bestand weiter Festländer, wenngleich es noch nicht möglich ist, dieselben genauer zu umgrenzen. Außer einem großen arktischen Festlande, das das ganze mittlere und östliche Nordamerika mit umfaßt haben dürfte, werden ein europäisch-afrikanisch-indisch-polynesischer und ein kleiner Kontinent im nördlichen Südamerika unterschieden (Fr. Frech).

Was den paläontologischen Charakter der kambrischen Formation anbelangt, so sind bis nun etwa 1000 Arten beschrieben. Ihrer Natur nach fragliche Fossilien sind Eophyton, Oldhamia (I. 1) Dictyonema ist ein zu den Hydromedusen gehöriges netzförmiges Fossil (an die Graptolithen anschließend). Von Brachiopoden treten neben Lingula (I. 3) Unguliten (wegen ihrer Ähnlichkeit mit Pferdehufen so genannt) auf, so Obolus (I. 4). Am wichtigsten sind jedoch die Trilobiten: Olenellus Kjerulfi (I. 9), Agnostus pisiformis (I. 11), Paradoxides bohémiens (I. 8), Olenus truncatus (I. 10).

usw.

EO

JCW

B JL-

Z. C-

a. b ab C

red

o.:

wwm

VĄ

b CL d c b

OL

Fig. 235. Idealprofil durch die altpaläozoischen Ablagerungen Mittelböhmens. (Bezeichnung nach Joachim Barrande.)

P Porphyr. U (B) Tonschiefer (Pribramer Schiefer). C Kambrium: Primordialstufe, C und Di (z. T.). I) Quarzitstufe (Untersilur). E₁ Littener Schiefer und Diabas. E₂ „Untere Kalke“ (Kuchelbader Kalke) (E = Obersilur). F „Mittlere Kalke“ (Konëpruser Schichten, Unterdevon). G „Obere Kalke“ (Braniker Schichten). H Oberste Schieferstufe (Hluboöeper Schiefer.) Q und H = Mitteldevon.

Das Kambrium Böhmens folgt diskordant über den azoischen Tonschiefern und Phylliten. Joachim Barrande, dem wir umfassende Studien des zentralböhmischen altpaläozoischen Beckens verdanken, hat die betreffenden Ablagerungen durchwegs dem Silur zugerechnet und die Abteilungen mit den Buchstaben B—H bezeichnet. (Die azoischen oder vorkambrischen Liegend-Tonschiefer [Algonkium] sind Barrandes A und B zum Teil.) Das Kambrium (B—Ddxa) findet sich hauptsächlich am NW- und SO-Bande des Beckens (Fig. 285). Konglomerate und grobkörnige Sandsteine (Barrandes, „Pfibramer Grauwacke“, B z. T., das Tfemoschna-Konglomerat) enthalten beiTejfo-witz in NW in den oberen Lagen Orthis Kuthani und Trilobiten (Ellipso-cepkalus vetustus usw.). Darüber lagert GY, die Paradoxides-Schiefer oder die Jinetzer Schichten mit der „Primordialfauna“ Barr an des. Hauptfundorte: Jinetz im SO und Skrej im NW. Paradoxides bohemicus (I. 8), EUipsocephalus Hoffi (I. 13), Conocephalites Sulzeri (I. 12) sind einige der häufigsten Fossilien.

Auch der unterste Teil des Barrandeschen D, und zwar D dl a gehört noch zum Kambrium. Dieses B dxa besteht aus Quarz-Grauwacken (Schichten der Kruschna Hora). Hierin fand sich Lingula Feistmanleli. Die obere Partie {Ddxß oder die Schichten von Komorau Krejcis), aufgebaut aus Diabastuffen und aphanitischen Schiefern mit Diabaslagergängen, Mandelsteinen und Roteisenoolithen, wird von J. J. Jahn als der Beginn des Silur bezeichnet. Auch im

19

Toula, Geologie. 3. Aufl.

unteren Silur finden sich Eisenerze (Roteisen, Brauneisen und der kieselsäurereiche Chamoisit, ein eisenreiches und wasserhaltiges Tonerdesilikat.

Das Kambrium Böhmens ist durch großen Erzreichtum ausgezeichnet. Die Pfibramer Erzgänge liegen der Hauptsache nach in der Pfibramer Grauwacke (Stufe B z. T.), erstrecken sich aber auch in die Liegendgesteine (Phyllite und Granit). Große Verwerfungen durchsetzen das Gebiet. Grünstein- (Diabas-) Züge scheinen mit dem Erzreichtum (silberhaltiger Bleiglanz) in einer gewissen Beziehung zu stehen (Fig. 286). Die erzreichsten Gänge („Adinole“) zeigen sich mit Diabas im Verbände. (Über die Füllung der Gänge vergleiche man Fig. 65, S. 82.) Die meisten Erzgänge scheinen sich gegen die Tiefe zu einander anzunähern.

X x Xx

A XX X

X XX

\k\

Fig. 286. Profil durch den Franz-Josef- und Mariaschacht bei Birkenberg im Pfibramer Erzrevier. (Nach Fr. Posępny.)

1 Lichte Grauwacken des mittleren Kambrium (Konglomeratstufe). 2 Phyllit. 3 Grünstein- (Diabas-) Gänge. 4 Granit. Die Erzführung (silberhaltiger Bleiglanz) hauptsächlich zwischen den Grünsteingängen in den sogenannten „Adinolen“.

2. Das Silur¹)

wurde zuerst von R. Murchison (1835) als eigene Formation unterschieden, und zwar im westlichen England (Fig. 287). Eine Vorstellung ' von der Gliederung der Silurablagerungen in den wichtigsten Gebieten gibt die nachfolgende Tabelle.

Die Lagerungsverhältnisse in Estland, auf Oesel, Gotland und Oeland zeigt Fig. 284 auf S. 287.

Eingehender sollen die böhmischen Silurablagerungen betrachtet werden (Fig. 285, S. 289, und Fig. 288 und 291). Neun der Barrande-schen Stufen machen nach der heutigen Auffassung der Verhältnisse das Silur Böhmens aus. Erwähnt wurde bereits, daß die von Barrande als Bdlß bezeichneten Diabase, Schalsteine und Roteisensteine (die Komorauer Schichten) an der unteren Grenze des Silur auftreten. Zunächst folgen dunkle Schiefer mit Quarzkonkretionen, das oberste JD dt y, die Rokitzaner Schichten (die Bezeichnung wird von ver-

*) Nach dem keltischen Stamme der Silurer.

Ostalpen

Böhmen

Gliederung des Silur.

Nordamerika

Baltische Provinzen

Skandinavien

England

biten, Korallen, Cri-

noiden, Brachiopodcn Hellroter Kalk und Schiefer Dunkle Kalke und Schiefer

Manliuskalk mit Tentaculites FL Lochkower Platten-

Waterlime (Zementkalk) mit kalke und Tonschiefer | Orthoceras-Kalke (Bänder-Eurypterus (Ncw York) E e., Kuchelbader Cepha-Rockwoodschiefer Onondagosalzgruppe (lokal)

Yiagarakalk

kalke)

lopodenkalk mit Trilo-1 Tonschiefer von Dienten (Salzburg)

Korallenkalk

Kereitenschiefer und untere Crinoidenkalke (Kalkschiefer) (Grazer Bucht) Plattenkalk und Grapto-lithen-(R«6'frife*-) Schiefer

Schiefer mit Brachiopodcn und Korallen

Semriacher Schiefer Schöcklkalk (in der Grazer Bucht)

Grauwacken

Grenzphyllit (Grazer Silur) Kieselschiefer und Tuffe

Clinton- (Pentamerus-) Kalk E ct Littcner Graptolithenschiefer mit Diabas

Medinasandstein

Oneidakonglomerat

' D ds (Königshofer Schichten)

D «f₄(Zahoïan. Schicht.) v Dd-i (Vinitzer Schiefer) D d₂ (Brda- oder Dra-bowerschichten) Quarzite mit dünnen Schieferlagen Dd₁y Krän-Oseker-Schichten (Rokitzan. Schichten)

Ddiß Komorauer Schichten: Tuffe, Tonschiefer, Rot-eisenoolithe

Cincinnati-Korallenkalk

Hudsonschiefer

Utica-( Graptolith.-) Schiefer

Trentonkalk Blackriver-Birdseye- und

Chazykalk

Beekmantownkalk

Calciferoussandstein

Eurypterw-Sch ichten

Cephalopodenkalk (Oberer Gotlandkalk)

Obere Oeseigruppe (Kalke und Dolomite)

Untere Oeseigruppe (Dolomit und Mergel)

Pcntamcrenschichten

Borckholm- und Lyckholm-schichten

W esenbergschichten

Jeweschicht

Brandschiefer

Echinosphäritenkalk

Vaginatenkalk und Glaukonitkalk

Glaukonitsand

Roter Sandstein

und Cardiola-Schiefer von Schonen Gotlandkalk

(Cryptograptus- Schiefer)

Brachiopodenkalk (Rastrifes-Schiefer von Schonen)

Brachiopodenscliicfer

Trinucleus- Schiefer und -Kalk

Graptolithenschiefer und Cystideenkalk

Orthoceratiten- ( Vagina-ten-) Kalk

Phyllograptus- Schiefer

Ceratopyge-Kalk

Ober-Ludlow(Downtonian) Kalke (Sandsteine, Schief.) Aymestrykalke mit Pentamerus Knighti

Ludlowschichten

Wcnlockgruppe (Kalk, Schiefer) Tarannon- (Graptolithen-) Schichten

Llandovery gruppe und May-Hill-Sandstein

oddnjS^i^y;

0ddnjgSiiia.iv

Ober-Bala (Kalk und Schiefer) Mittel-Bala- Sandstein (Caradoc)

U nt.-Bala od.Llandeilo (Sandstein, Schiefer und Kalk)

Unter-Llandeilo Llanvimschiefer

Arenig (Sandstein und Schiefer)

Tremadoc (Schiefer und Grauwacken)

(tumpan^o*)) injisaaqo

(uinioiAopJo) Jni{8J9łU£i

19*

schiedenen Autoren sehr verschieden vorgenommen und sollen außer der Barrandeschen nur noch die auch von F. v. Hauer in seiner Geologie der österr.-ungar. Monarchie aufgenommenen Bezeichnungen beibehalten werden), schwarze Tonschiefer mit Quarzkonkretionen, dann folgen Dd₂ die Brdaschichten, Quarzite und Quarzitsandsteine mit dünnen Schieferlagen wechselnd, wobei die ersteren als schwer verwitterbar aus den Schiefern vorragen. Die Brdaschichten bilden Steilere Bergformen und sind als Pflasterungsmaterial von Prag in vielen

Shropshire Lindley Brook

Stonehouse

Wenlock Much Edge Wenlock

JVO

iSW

SS?

13

8    9    70    11

Fig. 287. Profil durch das Silur von England. (Nach W. Glimbel.)

1 Caradoc Sandstein. 2 Llandoverykonglomerat. 3 Pentamerenkalk. 4 Untere Wenlockschiefer. 5 Build waschichten. 6 Mittlere Wenlockschichten. 7 Obere Wenlockschichten. 8 Wenlockkalk. 9, 10 Unterludlow. 11 Aymestrykalk. 12 Oberludlow. 13 „Passage Beds“. 14 Old red (Devon).

Steinbrüchen aufgeschlossen. Darüber liegen D d₃ und D d±, die Vinitzer und Zahofaner Schiefer, weiche glimmerreiche Schiefer mit Quarziteinlagerungen, und B d₅, die Königshofer Schichten, aus weichen, blätterigen Schiefern mit Sandsteinlagen bestehend. Diese quarzreiche Schichtenreihe wird gewöhnlich nach Bar ran de die Quarzitstufe genannt. Sie beherbergt eine eigene Fauna. Hier erreichen die Trilobiten das Maximum ihrer Entwicklung. Dalmanites socialis (I. 14), Trinucleus ornatus (I. 15) erfüllen ganze Bänke. Außerdem seien von den vielen Formen angeführt: Illaenus Katzeri (Bdxy), der riesige Dimensionen annehmende Asajriius nobilis in B dlV (bis über x/₄ m lang werdend) und die Conularien (I. 7) in B d₂ und B dx.

h.

A...

d/ dZ dâ

Fig. 288. Profil durch das östliche Ende der Kalkmulde am rechten Moldauufer bei Prag. Nach J. Krejci und 0. Feistmantel.

(Aus F. E. Sueß: „Bau und Bild Österreichs“, 1903.)

di—du Untersilur; e, e₂ Obersilur; f, g Devon; D Diabas; h Fluviallehm der Höhen; K „Kolonie“.

do

dâ«

dâ K dâ d f e 2 dô

ciâ

Im Eisengebirge bei Kalk-Podol, SW von Chrudim im östlichen Böhmen, hat J. J. Jahn ein Profil von Ddx—Bd₄, Eev Ee₂ und Ff₂ festgestellt.

Eine der auffallendsten Erscheinungen im Bereiche der Quarzitstufe bilden kleine keil- oder schollenförmige Einklemmungen von

Gesteinen der obersilurischen Eex- (und Ee₂-) Schichten, besonders zwischen größeren Schollen von D d₅, die „Kolonien“ Barrandes, der ihre Entstehung auf Einwanderungen der betreffenden Fossilien aus anderen Gebieten, also etwa auf lokale Transgressionen, zurtick-tiihrte. Man hat es dabei offenbar mit oft recht verwickelten, tektonischen Störungen zu tun (K in Fig. 288).

Das Obersilur besteht aus dem Eex, den dunklen Littener- oder Graptolithenschiefern, die vielfache Diabasgänge und -lager-gänge umschließen und nach oben zu viele Kalkkonkretionen enthalten. Die Graptolithen²) (I. 20—24) finden sich in den Schiefern sowohl in zarten, glänzenden Spuren, als auch, wenn auch seltener, körperlich erhalten (besonders in Konkretionen). Das Ee₂, die Cepha-lopoden- und vor allem Orthoceras- reichen, dunklen bituminösen Kuchelbader-Kalke umschließen eine ungemein formenreiche Fauna (fast 800 Arten). Einige der bezeichnendsten Formen sind auf Taf. II zur Darstellung gebracht. Korallen, Crinoiden, Bryozoen, Brachio-poden (gegen 800 Arten), Pteropoden, Bivalven, Gastropoden, vor ' allem aber Orthoceratiten und Nautiloideen; von Trilobiten sind etwa 80 Arten bestimmt.

Ffx, die dunkeln, spiegelkliiftigen Tentaculitenkalke, sind am Barrandefelsen an der Moldau oberhalb Prag mit den Æ'^-Kalken in viele Falten gelegt. (Spongien, Orthoceras, Cyrtoceras, Gyroceras und andere Formen treten auf.) Ffx stellt J. J. Jahn zum Obersilur. Es sind die Lochkower Schichten, Plattenkalke, welche das Material für das Prager Mosaikpflaster liefern, und Tonschiefer.

Die silurischen Ablagerungen Böhmens sind in allen studierten Profilen durch schollenförmige Zertrümmerung und Verschiebungen ausgezeichnet. F. E. Sueß faßt das ganze sogenannte „Silurbecken Böhmens“ als eine Art Grabensenkung auf, wobei die einzelnen Schollen an vorherrschend nordöstlich verlaufenden und in dieser Richtung konvergierenden Brüchen gegen die Mitte zu in die Tiefe gebrochen seien; dabei sei es selbstverständlich zu zahlreichen nordwestlich und nördlich verlaufenden Transversalbrüchen und zur schollenartigen Zer-stückung und wohl auch zur Einklemmung der „Kolonien“ gekommen. Faltungen mögen diesem Zusammenbruche vorhergegangen, Schleppungen, Zerknitterungen und Fältelungen werden eine Folge der Senkungsvorgänge gewesen sein. Fr. Wähner betrachtet dagegen (Verh. der k. k. geol. Reichsanstalt 1916, S. 97) das ganze Gebiet als den Rest eines Faltengebirges.

Außer den genannten gibt es Silurablagerangen in Europa noch: in Deutschland im Fichtelgebirge (in zumeist schieferiger Ausbildung), im Thüringer- und Frankenwalde, im Vogtlande, im Erzgebirge, am Unterharz und in der Ober-Lausitz. In der Provinz Hessen hat A. Denckmann im Kellerwalde das Silur in schöner Entwicklung aufgefunden. Im polnischen Mittelgebirge, dann in Rußland (Podolien) und im angrenzenden Dniestergebiete in Ostgalizien, wo es fast horizontal über Granit und Gneis und unter gleichfalls fast horizontal liegendem Devon auftritt, erinnert die Fauna an jene des englischen

Ontariosee

Früherer Niagarafall Niagarafall

Eriesee

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Fig. 289. Profil durch das Silur am Niagara. (Nach W. Gümbel.)

I    Kalksandstein von New York. 2 Quebecksandstein. 3 Chazykalk. (1—3 Canadische oder Quebeck-gruppe.) 4 Trentonkalk. 5 Uticaschiefer. 6 Hudson River-Schichten und Cincinnatikalk. 7 Medinasandstein und Oneidakonglomerat. 8 Clintonkalk. 9 Weicher Niagaraschiefer. 10 Fester Niagarakalk.

II    Onondago - Salzschichten.

12 Zementkalk.

13 Catskillkalk.

14 Oberer Pentamerenkalk.

(13 und 14 Devon.)

Wenlock und Ludlow (man vergleiche die Tabelle) und des Vorkommens auf Gotland und gesellen sich später böhmische und gegen Schluß uralische Unterdevonformen hinzu. Neben Brachiopoden (Pentamerus, Atrypa, Spirifer und anderen) kommen Tentaculiten, Reste von Euryptenis und solche von gepanzerten Old Red-Fischen vor (Taf. I, II und IV). Auf beiden Seiten des Ural bilden die Silurschichten vielfach gestörte Längszonen.

In der Normandie, am Südrande des französischen Zentralplateaus und in den Pyrenäen ist das Silur gleichfalls entwickelt. So entsprechen z. B. die französischen Dachschiefer (von Angers) den Llandeiloschiefern des englischen Untersilur. In Belgien, und zwar in Siidbrabant, hat C. Malaise (1900) zwischen den Becken von Dinant und Namur Kambrium und Silur in schöner, der englischen ähnlicher Gliederung nachgewiesen. Das Obersilur erstreckt sich bis in das Departement Pas-de-Calais. In Spanien (Asturien, Catalonien und in der Sierra Morena), in Portugal, auf Sardinien finden sich Äquivalente der Quarzitstufe, der Graptolithenschiefer und der

Ortkocerenkalke Böhmens. Über die alpinen Vorkommnisse vergleiche man die Tabelle S. 291. (Dienten im Salzburgischen, in den Kar-nischen Alpen und in der Grazer Bucht.)

aus-

Die europäischen Silurablagerungen lassen einen gewissen Gegensatz zwischen den im Norden und Nordwesten, und jenen im mittleren und südlichen Europa erkennen. Die letzteren sind der böhmischen Silurentwicklung ähnlich. Die ersteren und die gedehnten nordamerikanischen Silurablagerungen (Fig. 289) sowie auch jene von Südamerika (Bolivien und Argentinien) und von SO-Australien dagegen schließen sich inniger an die nordeuropäische, viel weitere Räume umfassende Ausbildung. Ferner sind aus China verschiedene Silurfaunen nachgewiesen worden (Th. Lorenz,

1906), an sibirischen Flüssen (Tunguska, Lena und Kolyma) hat E. v.

Toll Silur erkannt. Aber auch am Balkaschsee und bei Samarkand wurde Silur angetroffen. In Nordafrika hat man Silur in Marokko, Algier und in der Sahara aufgefunden (A. de Lapparent, 1906).

Ein Dioritgang der

Das Silur enthält reiche Goldlagerstätten in der Form von goldführenden Quarzgängen, durch deren Zertrümmerung das goldführende Fig. 290.

füllendem Goldquarz („Leiter

gang“) nach G. Phillips und H. Louis.

Seifengebirge entstanden ist (Ural, Waverley-Grube mit Spalten aus-Australien, Fig. 188, S. 195). Silber,

(Aus R. Beck, 1903: „Lehre von den Erzlagerstätten“.)

Blei und Quecksilber finden sich zu Almadén in der Sierra Morena (Spanien).

Ein eigenartiges Vorkommen von goldführenden Quarzen in einem Diorit-gange der Waverley-Grube in Victoria (Australien) bringt Fig. 290 zur Darstellung, es ist ein sogenannter Leitergang.

Im Silur sind, wie erwähnt, auch eruptive Ergußgesteine vielfach verbreitet.

Die faziellen Unterschiede sind im Silur bereits recht beträchtliche, wie zum Teil schon aus der Betrachtung der Tabelle hervorgeht. Als Tiefseeablagerungen werden Kieselschiefer, Graptolithen-und Trilobitenschiefer, Ortkoceren-, Tentaculiten- und Glaukonitkalke

betrachtet, während die Trilobiten- und Brachiopodenkalke, die Mergel, Mergelschiefer und Mergelkalke, die Gastropoden-, Zweischaler-, Korallen- und Crinoidenkalke als in weniger tiefen Meeren abgelagert angesehen werden dürfap^ Auf austrocknende Meere deuten die nordamerikanische Salzgruppe und die roten Sandsteine, während der Eurypteren- und der hydraulische (Waterlime-) Kalk auf Brackwasserbildungen hinweisen.

Weißer

J eneralka

Kosir C'ibulka

Dejwitz Streśowitz Brevnow Berg

Fig. 291.

Profil westlich von Prag. (Nach F. Katzer, J. Kiejći und 0. Feistmantel.)

1 Phyllit und Tonschiefer. 2 Kieselschiefer. 3 (a, V) Diabas und Roteisenstufe (Grenzbildungen, oberstes Kambrium und unterstes Silur). 4 Schwarze Schiefer mit Quarzitkonkretionen. 5 Quarzit. 6 Glim-merige Grauwackenschiefer. 7 Schiefer mit Sandsteineinlagerungen. (4—7 Untersilur.) 8 Kreide

(transgr edierend).

Was die Verteilung von Festland und Meerbedeckung anbelangt, so scheint ein indisch-afrikanischer Kontinent eine größere Ausdehnung gewonnen zu haben, während im Norden weitere Transgressionen des Meeres erfolgt sein dürften.

3. Das Devon.¹)

Eine Vorstellung von der Gliederung in den am genauesten bekannten Verbreitungsgebieten gibt die nachfolgende Übersicht (S. 302—303).

Über die Fossilien des Devon vergleiche man Tafel I—IV.

Am gründlichsten ist das rheinische Devon durchforscht. Das betreffende, bis über die Ardennen und über die Maas hinausreichende

Gerolstein

Marmagen

Birgel

IÎ

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Üiii

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Fig. 292. Profil durch die Eifel. (Nach Baur, 1849.) 1 Älteres Unterdevon (unterdevonische Grauwacke). 2 Jüngeres Unterdevon (Schiefer und Sandsteine). 3 Mitteldevon (Eifeier Kalk). 4 Bunter Sandstein (transgredierend).

Gebiet stellt jetzt ein weites, durch Abtrag eines alten Faltengebirges vor der Trias entstandenes Plateau dar (Fig. 292). Die Falten

0 Nach der englischen Landschaft Devonshire genannt.

¹

Nach Cambria, der alten Bezeichnung für Wales.

²

In neuerer Zeit wird aus dem westlichen Balkan im NNO von Sofia (durch D. G. Allachverdjeff, 1905) das Vorkommen von Graptolithen gemeldet, innerhalb der altpaläozoischen Schieferzone, in welcher an anderen Stellen terrestrisches Karbon nachgewiesen wurde.

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Hll

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streichen von Südwest nach Nordost, verflachen gegen Südost und zeigen im südlichen Gebiete weitgehende Überkippungen. Verwerfungen durchsetzen gegen NW und W das geschichtete und zusammengeprellte Gebirge. Schon bei Aachen (Fig. 293) erkennt man die Verwürfe und L berschiebungen sehr deutlich, sie stören vor allem den Abbau der bangenden Steinkohlenflöze nicht wenig*. Am weitesten gehend ist die

Inde-Mulde

Hohes Venn

Zweifall Breinig

i4J,

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Eilendorf

Wormmulde Morsbach Kohlscheid

3b

JV

a 6 7 8k

Fig. 293. Profil durch die Devon- und Karbonschichten der Gegend von Aachen.

(Nach E. Holzapfel.)

1, 2 Kambrium. 3 Gedinneschichten. 4 Taunusquarzit. 5 Vichter Schichten. 6 Stringocephalenkalk. 7 Oberdevon. 8 a Kohlenkalk. 8 6 Flöz führ end es Karbon.

Störung wohl im Gebiete der südbelgischen und nordfranzösischen Steinkohlenreviere. Das Profil von Namur (Fig. 294) zeigt deutlich, daß die ganze, Tausende von Metern mächtige paläozoische Schichtenreihe an einer flach gegen Süden einfallenden Kluft von Süd gegen Norden über die zertrümmerten Falten hinaufgeschoben wurde (Haupt-Überschiebungskluft A—A in Fig. 294).

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Fig. 294. Profil durch das belgische Kohlenrevier bei Namur. (Nach A. Briart und J. Cornet.)

1 Silur. 2 Devon: Konglomerate, Arkosen, Sandsteine, Schiefer und Kalke, führendes Karbon. Gefaltet, zerstückelt, verschoben und durch Abtrag ausgeebnet. Zu oberst eine

3 Kohlenkalk. 4 Flöz-

Decke von Kreideschichten. CO und B B Verschiebungs- und Verwerfungsflächen. A A große

tiberschiebungsfläche.

Das rheinische Unterdevon (über 3000 m mächtig¹) folgt mit Ausnahme des schon erwähnten Vorkommens von Silur (Kellerwald bis Westerwald) über kambrischen Schichten und wird durch Phyllite, sericitische Schiefer und Sericitgneis (Gedinneschichten am Taunus-

Siidrande) eingeleitet. Darüber folgt der Taunusquarzit, der die Höhen des Taunus und Hunsrück bildet und auch in dem flohen Venn und in den Ardennen auftritt. Die Hunsrückschiefer enthalten Panzerfische, Trilobiten, Goniatiten, Orthoceratiten, Crinoiden und Seesterne (von Bundenbach), die Siegener Grauwacke dagegen besonders häufig Brachiopoden (Faziesunterschied). Die Coblenz-Schichten bestehen unten aus Grauwacken, darüber folgen Quarzite und zuoberst lagern die besonders fossilienreichen Grauwackenschiefer. Einige der wichtigsten Fossilien des rheinischen Unterdevon sind: Plenrodictyum problematimm (III. 1), Orthis striatula (III. 12), Spirifer speciosus (III. 14), Sp. macropterus (—paradoxus, III. 16), Atrypa reticularis (II. 1), Chonetes, Homalonotus (IV. 5) u. a. Die Fossilien zeigen sich häufig in Steinkernen und Abdrücken. (Man vergleiche die Tafelerklärungen).

Im rheinischen Mitteldevon herrschen kalkige Gesteine vor. Beich an Fossilien sind besonders die Calceola- aber auch die Stringo-cephalus-Schichten. Einige der Arten wären, und zwar aus den Calceola-Schichten: Ccdceola sandalina (III. 5), Cycithopliyllum ceratites (III. 3) und hexagonum (III. 2), Heliolites porosa (III. 7), Calamopora polymorpha (III. 8), Orthothetes (Streptorhynchus) umbracidum (III. 13), Spirifer cultrijugatiis (III. 17) und ostiolatus (III. 19) usw. In den Stringo-cephalus-Kalken treten zahlreiche Korallen, Crinoiden, Brachiopoden, Gastropoden und Cephalopoden auf: Stringocephalus Burtini (III. 18), Cupressocrinus (III. 11), Macrocheilus, Megalodon cucidlatas usw. Eine ganz abweichende Fazies des Mitteldevon stellen die Wissenbacher Schiefer (in Hessen) und die Leuneschiefer (Westfalen) dar. In den Wissenbacher Schiefern (Dachschiefer) kommen häufig verkiest vor: Orthoceras, Goniatites, Bactrites (stabförmige Goniatitengattung) u. a. Auch Diabastuffe (Schalsteine) und Diabase in Lagermassen spielen im Mitteldevon eine nicht unbedeutende Bolle.

Im Oberdevon finden sich Brachiopodenkalke (BhynchoneUa cnboides III. 20, Spirifer Verneuili III. 15), Goniatitenschiefer und -kalke {Goniatites intumescens IV. 1) und lokal auch Korallenriffkalke. (Besonders schön sind diese am Harz, in den Iberger Kalken, entwickelt.) Mürbe Schiefer mit Cypridinenschälchen (z. B. Cypridina serratostriata IV. 6) und Kalke mit Clymenien {Clymenia undulata

IV. 3) liegen zuoberst.

In England ist das Devon in zweierlei Weise entwickelt (Fig. 295—297): in normaler Schichtfolge und in der Fazies des alten roten Sandsteines (Old Bed), in einer über 3000 m mächtigen Schichtenreihe in flacher Lagerung, z. B. im südlichen Wales (Fig. 296, S. 299), in Schottland und Irland. Die untere Abteilung des

Old Red (Caledonische Schichten) kennt man auch aus Podolien und aus Canada, die mittlere Abteilung (Orkadische Schichten) Nordschottland, die obere auch aus Grönland, Nordamerika und den baltischen Provinzen. Old Red entdeckte man auch auf Spitzbergen und auf der Bäreninsel. Außer recht seltenen Landpflanzen finden sich in S-Wales und den Nachbargebieten in den unteren Lagen große Krebse (z. B. Eurypterus II. 18), Panzerfische (Cephalaspis IV. 10) und Ganoiden (z. B. Osteolepis IV. 8), in den oberen die Panzerfische Pterichthys und Coccosteus (IV. 9. 11. 12). Ein echter Old Red-Fisch ist ferner Holoptychius nobilissimus (IV. 7).

nur aus

aus

Was die böhmischen Äquivalente des Devon („Hercyn“) anbelangt (Fig. 298), so ist die Deutung, wo das Devon beginne, nicht ganz einheitlich: ein Teil der Forscher läßt es mit Ff\ anfangen, andere mit Ff.₂.

Baggy Swimbi'idge Point Marwood

Lynton Ilfracombe

Fig. 295. Profil durch das englische Devon in normaler Entwicklung. (Nach W. G Um bei.)

1 Unterster Devonschiefer und Sandstein. 2 Konglomerat und roter Sandstein. 3 Stringoeephalenkalk. 4—7 Oberdevonschichten mit Clymenienkalk (7). 8 Kulm.

Trewerne Hills

Black mount a n

*23    *

Fig. 296. Profil durch das englische Devon in Old Red-Entwicklung. (Nach W. G ii mb eis Darstellung.)

1 Obersilur (Tilestonesschichten). 2 Kote Schiefer und Mergel. 3 Old Red-Sandstein. 4 Kote und grüne Mergel; Sandsteine. 5 Brauner Sandstein. 6 Oberer Old Red-Sandstein und Konglomerate. (2—6 Devon.) 7 Unterer Karbonschiefer. 8 Kohlenkalk. 9 Millstone grit (flözleerer Sandstein).

5 SO

NW 1

iMllI

Fig. 297. Profil durch die Cheviot Hills im westlichen Northumberland. (Nach J. G. Goodchild.)

1 Silur (?). In Palten gelegt und vor Ablagerung des Old Red weitgehend abgetragen. 2 Unterer Old Red-Sandstein. 3 Oberer Old Red-Sandstein. 3 a Eruptivdecke. 4 Unterkarbon (Kohlenkalk). 5 Oberkarbon (Yoredaleschichten). Zwei Diskordanzen (Überschiebungen).

Mit E. K ays er und J. J. Jalin beginnen wir das Devon mit Ff₂, den hellfarbigen unterdevonischen Koniepruser Kalken (Weißkalk) mit reicher Fauna. Korallen: Favosites, Cyatho-phyllum; Bryozoen: Fenestella; Brachiopoden: Atrypa reticularis, Pentamerus galeatus, Rhyn-clionella princeps (III. 22), Terebratula melonica (III. 21); Tentaculiten, Bivalven, Gastropoden; Cephalopoden: Gyroceras alatum (II. 12), Ortho-ceras usw.; Trilobiten: Harpes venulosus (I. 17), JBronteus palifer (I. 18) usw.

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Obersilur und Devon, di Diabas.

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linken Moldauufer südlich

Ggv der untere Knollenkalk mit tonigen Zwischenlagen. (Hydraulischer Kalk.) Eeiche Fauna, und zwar Trilobiten: Phacops cephalotes (1.19), Dalmanites Hausmanni und andere Arten; etwa 60 Cephalopoden: Cyrtoceras, Trochoceras, Goniatites usw. Gg₂, Tentaculitenschiefer, z. B. bei Hlubocep. Ggs, oberer Knollenkalk, ebenfalls bei Hlubocep mit reicher Fauna, besonders viele Goniatiten. Nach E. Kays er sind die fr-Schichten Äquivalente der Calceola-Stufe.

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H, die „Algenschiefer“ von Hlubocep mit Quarziteinlagerungen. Mit Stringocephalus und anderen Brachiopoden, Goniatiten, Orthoceren, Bivalven und zahlreichen Pflanzen im unteren Teile. Äquivalente des oberen Mitteldevon.

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Fig. 298. Das Profil

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Auch das Devon Böhmens ist, mit dem Silur, von einer großen Störungslinie durchzogen (Fig. 285, S. 289). Absenkung des südlichen Flügels. Die Sprunghöhe soll 200 m betragen. Sie durchzieht das Becken in seiner Mitte, annähernd in der Richtung des Hauptstreichens. Die übrigen dazu parallelen Hauptverwerfungen treffen das Devon nicht.

6 Vyskoöilka

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Aus den Sudetenländern kennt man devonische Schichten (Clymenienkalke von Ebersdorf, bei Glatz). In Mähren treten in einer gegen 100 km langen, 3¹/₂ km breiten Zone, von Zuck-mantel in Schlesien über Olmütz bis in die Gegend von Brünn reichend, helle Quarzite und Quarzkonglomerate auf mit Grammysia hamilto-nensis (Fig. 299), Spirifer, Homalonotus und großen Tentaculiten; darüber folgen mitteldevonische Tonschiefer und oberdevonische

kalkige und tonigsandige Gesteine mit Diabas-Mandelsteinen und Schalsteinen. Bei Olmütz und Brünn finden sich in geringer Mächtigkeit über dem Syenit Tonschiefer und Sandsteine (Unterdevon); bei Brünn wären die roten Sandsteine und Konglomerate am Roten Berge zu erwähnen, die von höhlenreichen Kalksteinen des mittleren (Eifeier Kalk) und oberen Devonkalkes („Kramenzel“) überlagert werden. Fossilienreich sind z. B. die dunklen Kalke von Rittberg bei Olmütz, wo außer bankweise eingelagerten Brachiopoden (Stringo-cephalns) auch schöne Korallenkalke Vorkommen (Heliolites porosa

III. 7). A. Rzehak hat bei Brünn auch Clymenienkalke nachgewiesen (1910).

Über die ostalpinen Devonablagerungen der Grazer Bucht und der Karnischen Alpen vergleiche man die Tabelle.

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Fig. 299. Grammysia hamiltonensis Verneuil.

Unterdevon (Einsiedel in Schlesien).

Außer den in der Übersicht angegebenen Vorkommnissen des Devon tritt dasselbe noch auf: im nordwestlichen (z. B. in der Bretagne) und südlichen Frankreich (bei Montpellier und in den Pyrenäen). Auch aus Spanien (Asturien) sind unterdevonische Ablagerungen bekannt. Im nordwestlichen und zentralen Rußland fehlt das im Ural wohl entwickelte Unterdevon. — Unter- und Mitteldevon finden sich am Bosporus und am Marmarameere in schöner Ausbildung und von großer Ähnlichkeit, sowohl petrographisch als faunistisch, mit dem rheinländischen Unter- und Mitteldevon. In Sibirien, am Altai und in China (wo sie L. v. Lóczy [1893] im Sinling und im westlichen Se-tschuan angetroffen hat); in Nord- und Südafrika (am Kap mit Homcilonotus), sowie in Südamerika, mit gleichförmiger Fauna in Brasilien, Bolivien, Peru, Argentinien und auf den Falklandsinseln kennt man Devonablagerungen.

Das Devon ist eine reiche Erzformation: so z. B. die Zink-und Eisenerzlagerstätten im Siegenerlande in Westfalen, die Kupfer-und Bleierzlagerstätte des Rammeisberges bei Goslar am Harz. — Auch das Petroleum Pennsylvaniens entstammt der oberen Abteilung dieser Formation.

Rheinland — Harz

Großbritannien

Gliederung

Ura

des Devon.

Nordamerika (New York)

Böhmen

Ostalpen

Andere Vorkommnisse

Oberdevon

Frasne-Stufel Famenne-Stufe

Cypridmenschiefer

Clymenienkalk im Sauerlande

(Diabas und Schalsteine) Pilton- und Petherwin-Cypridinenschiefer

Clymenienkalk

gruppe der Clyme-nienschichten Cypridmenschiefer

(Sandstein mit Spinier Verneuili) Schiefer von Rehden (Westfalen) Goniatitenkalk (von Adorf in Waldeck) Korallenriffkalk (Ibergkalk am Harz) Goniatitenschicfer

Goniatiten (Intumes-eens- Schichten) Korallenriffkalk

Ohl Red Sandstone

Clymemenkalk

Cyp ridinenschief er

Gon. intumescem-Kalk (Kalk mit Rhynchon. cnboides)

Catskillgruppe (rote Sandsteine — Old Red)

Chemunggruppe (Graue Sandsteine mit Spirijer Verneuili)

Clymenienkalk von Steinberg im S. von Graz und in den ICarnischen Alpen

Portagegruppe (Schiefer und Sandsteine) Geneseeschiefer Tullykalk

Korallenkalk (Vellachtal) mit Rhynchon. cuboïdes

Clymenienkalk in Sardinien Clymenienkalk bei Brünn Schiefer und Sandsteine in den Ardennen, Clymen.-Kalk von Ebersdorf in Schlesien

Spirifer Verneuili in SO-Australien und in China Kalk von Frasne in den Ardennen

Rote Marmore in Flandern Rhynchon. cnboides- Schichten in Belgien

Mitteldevon

Givét-Stufe

'Riffkalke

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Stringocephalus- K alk und -Dolomit Lenneschiefer

Stringocephalus-Kaik

Wissenbacher Schiefer

Plymouthkalk mit Stringocephalen

'r~, Kalk und Schiefer mit Stringocephalen und mit Spirifer Anosoffi

Hamiltongruppe:    Sand

stein, Schiefer und Kalk

Marcellusschiefer

H Hluboöeper Schiefer (Tonschiefer [Algenschiefer] und Quarzit mit Stringocephalus)

Stringoc ephalenkalk (Hochlantschkalk bei Graz) Riffkalke der Karnischen Alpen

Kalk von Givet (Ardennen) Stringoc ephalenkalk Rittberg in Mähren

von

Crinoidenzone

Schalsteine und Diabase mit Roteisenstein

Eifel-Stufe

■Calceola-Kalk und -Mergel

(Unterer Lenneschiefer)

Tentaculitenschiefer

Wieder Schiefer (Orthocerenschiefer)

Calceola- Schiefer

Calceola- Schiefer und -Kalke

Kalk und Schiefer mit Pentamerus basch hi rims, mit Calceola san-dalina

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Cultrijugatus- Schichten

Unterdevon

Koblenz-Stufe

Obere Koblenzschichten Spiriferensandstein (Spiriferensandstein)    und Hauptquarzit

(Vichter Schichten)

Koblenzquarzit

Untere Koblenzschichten

Homalonotus-Schichten ~

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Kalke und Schiefer von Ufa mit Pentamerus optatus

Ob er-H eld erb erg- Grupp e : Hornsteinkalk mit Korallen, Brachiopoden und Trilobiten Schohariesandstein Caudagalli-Sandstein

Oriskanygruppe (Sandsteine)

G g-. Oberer Knollenkalk G gr₂ Tentaculitenschiefer G Unterer Knollenkalk

(Rötlicher Crinoidenkalk : Mneniankalk)

® Schiefer und Sandsteine

Cafceofa-Kalk (Grazer Bucht)

Korallenkalk mit Heliolites Barrandei vom Plawutseh bei Graz und vonVellach

Brachiopodenkalk von V el-lach (Diabastuffe und Schalsteine)

Korallenriffkalk desWolayer Thörl (Dolomitstufe)

Hunsrückschiefer Siegener Schichten

Taunusquarzit mit Tonschiefer

Lyntonschiefer

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Spiriferensandstein (mit Sp. primaevus)

Gedinnie-

Stufe

Quarzphyllite und Se-ricite des Taunus und der Ardennen

Kahlebergsandstein

Kalk der oberenBjelaja u. v. Bogoslowsk mit Rhynchon. princeps

Unt er-H eld erb erg- G rapp e (Kalke)

F fi Helle Kalke von Ko-nieprus mit Korallen und mit Crinoiden, Brachiopoden und Trilobiten

Rote Marmore von Sli-venac

Quarzit, Dolomitstufe (Graz)

Quarzite und Liegendschiefer

Kalke bei Blansko in Mähren Geschichtete kristallinische Kalke in gefälteltem Tonschiefer mit Dioritlager-gängen und Quarzite der Sudeten

Quarzite in Mähren Devon in Südamerika Devon (Spiriferenschichten am Bosporus)

Devon in Südafrika Spiriferensandstein der Pyrenäen, im Altai und in Birma

AVeiße Kalke, Dolomite und Quarzite (Languedoc)

Was die devonischen Faziesbildungen anbelangt, so sind dieselben recht mannigfaltig. Während im Unterdevon der Hauptsache nach eine ziemlich gleichmäßige Ausbildung der Gesteine vorwaltet, herrscht im Mitteldevon eine nicht unbeträchtliche fazielle Verschiedenheit. Die Kalke der Eifel und die Lenneschiefer sind als Flach-und Seichtmeerbildungen entwickelt glomerate (in der Gegend von Aachen) werden sogar als Küsten

gewisse Sandsteine und Kon-

bildungen gedeutet —, dagegen sind die Tentaculiten-, Goniatiten-, Orthoceras- usw. führenden Schiefer und Kalke, die Clymenien-kalke des Oberdevon, sowie die Crinoiden kalke als pelagische Bildungen anzusprechen. Im Oberde von gesellen sich außerdem dazu noch die ausgesprochenen Korallenriffbildungen nach Art des Iberger Kalkes. Den Korallenriffkalken begegnen wir in großer Verbreitung in der Form von ungeschichteten Korallenkalken und Dolomiten. Die

mergeligen Korallenkalke mit Brackiopoden, die Brackiopodenkalke, -mergel, -schiefer und -Sandsteine sowie die Muscheln führenden Sandsteine und Schiefer, deuten durchweg auf Ablagerungen in flachen, seichten Meeren.

Das Old Red mit seinen Panzerfischen und Eurypteriden spricht für Ablagerungen in grollen Binnenseen, für eine Kontinentalbildung. Ja E. Kays er, der ausgezeichnetste unter den lebenden Erforschern des Devon, hält es für möglich, daß man mit Joh. Walther (1900) dabei sogar den Gedanken, daß das Old Red, wenigstens zum Teil, eine Wüstenbildung sein könnte, in Betracht ziehen müsse. Einer der Old Red-Fische (Coccosteus) ist von E. D. Cope zu den Kiemen-und Lungenatmern (Dipnoern) gestellt worden. — Auf jeden Fall würde auch die Vorstellung, daß die gewaltigen Sandmassen über Süß- oder flache Salzmeerstrecken durch Sandstürme herbeigetragen und niedergesunken sein könnten, eine Erwägung verdienen. Vorgänge dieser Art spielen sich ja auch heute ab.

Die Festländer hatten in der Devonzeit (nach Fr. Frech u. a.) eine beträchtliche Ausdehnung. Vor allem bestand ein afrikanisch-südasiatisch-australischer und ein großer nordischer Kontinent, der zeitweilig fast ganz Nordamerika umfaßte und über den Atlantischen Ozean hinweg, in reicher Gliederung, über Nordwest- und Nordeuropa und das östliche Nordasien sich erstreckte. Im Mittel- und Oberdevon erfolgten dann große Transgressionen des Meeres, so z. B. im zentralen und östlichen Rußland, im Lenagebiete und in Nordamerika.

4. Das Karbon.

Da das Karbon vom Perm in manchen Gebieten (Böhmen, Saarbecken, Zentralfrankreich) schwer zu trennen ist, bringt die folgende Übersichtstabelle (S. 322 und 323) beide Formationen in Verbindung zur Darstellung.

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Aus dieser Tabelle ersieht man die Gliederung im allgemeinen und die fazielle Verschiedenheit der Entwicklung in einzelnen Verbreitungsgebieten. Die Einteilung des Karbon in eine untere und obere Abteilung läßt sich ziemlich allgemein durchführen. Während jedoch in England und Schottland alle einzelnen Hauptstufen entwickelt sind: der echte marine, in den faziëllen Verhältnissen an das marine Devon erinnernde Bergkalk (Kohlenkalk), die zum Teil litorale Seicht-und Uferbildung des Kulm und die terrestrische produktive Steinkohle, treten in anderen Gebieten, wie im Saarbecken, in Böhmen, zu Rossitz in Mähren nur die terrestrischen, kohleführenden Bildungen auf. Vorkommen der ersten Art (mit marinen

Fig. 301.

Fig. 300 und 301. Grundriß und Profil des Harnischen Kohlenbeckens von Commentry. (Nach H. Fayol.)

Am 2s ordrande des französischen Zentralplateaus mit dem nach Westen hin zertrümmerten, bis über 25 m Mächtigkeit anschwellenden Hauptflöze. In den liegenden Konglomeraten und Sandsteinen nur eine kleine Flözlinse und unbedeutende Flözehen.

falls limnischen Kohlenbecken yon Autun, Creusot, St. Etienne, auf der Westseite jenes von Brives („Permo-Karbon“). Im Becken von Creusot kennt man Einlagerungen von Kalklinsen marinen Ursprungs (Bergkalk-Stufe).

In den weiten zentral-russischen Gebieten dagegen herrschen die zum großen Teil ungestört liegenden marinen Ablagerungen weitaus

20

Gliedern) hat man paralische Becken genannt (England, Belgien, Westfalen, Ober- und Niederschlesien usw.), die letztere Ausbildung, ohne marine Ablagerungen, bezeichnete man als limnische Becken: Böhmen, Rossitz in Mähren, Saarbecken, Becken von Commentry bei Montluçon nahe dem Nordrande des französischen Zentralplateaus (Fig. 300 und 301), wo die Konglomerate und Sandsteine im Liegenden der Flöze direkt auf dem kristallinischen Grundgebirge auflagern²). Auf der Ostseite des französischen Zentralplateaus liegen die gleich-

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und auch im Donetzbecken wechsellagern im produktiven Karbon marine Zwischenglieder mit den kohleführenden Horizonten, was übrigens ähnlich so in England, am Niederrhein und in kleinerem Ausmaße in Oberschlesien der Fall ist.

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Herbede a. d. Ruhr

Bochum

Crange am Emscher Eluß

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Fig. 802. Profil durch das westfalische Kohlenbecken. (Nach H. B. Geinitz

und K. Lepsius.)

1 Devon. 2 und 3 Unterkarbon. 4 Flözführendes Oberkarbon. 5 Transgredierende Kreide.

Über die tektonischen Verhältnisse, unter welchen die Steinkohlen in Belgien und in der Gegend von Aachen auftreten, vergleiche man die Fig. 293 und 294, S. 297.

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Fig. 803. Profil durch das Kohlenrevier an der Saar und Nahe.

(Nach K. Nasse.)

10 Taunusphyllit. 9 Taunusquarzit. 8 Ilunsriickschiefer. (10—8 Unterdevon.) 7 Mittlere Saarbrückener Schichten. 6 Obere Saarbrückener Schichten. 6 a Ottweiler Schichten. (7 und 6 Oberkarbon mit Kohlenflözen.) 5 Untere und obere Cuseler Schichten. 4 Untere und obere Lebacher Schichten. 3 Ober-Rotliegendes. 2 Melaphyrlager. (5—2 Rotliegendes.) 1 Buritsandstein. B Brüche.

Die Abbildungen 302—305 lassen jene der Karbonablagerungen in Westfalen (Fig. 302), im Saargebiete (Fig. 303), in der Grafschaft Glatz (Fig. 304) und bei Kossitz in Mähren (Fig. 305) erkennen.

Ausdehnung und Lagerung der großbritannischen Kohlenfelder ersieht man aus Fig. 308—310. Man bestimmte ihre Fläche auf etwa

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Fig. 304. Profil durch das Karbon von Silberberg und Neurode (Grafschaft Glatz).

(Nach Fr. Frech.)

10 Quarzporphyr. (9 und 10 Rotliegendes.) 11 Gabbro. 12 Lehm.

1 Gneis. 2 Oberdevon. Hauptkalk. 3 Clymenienkalk. 4 a Gneiskonglomerate mit eckigen Blöcken. 4& Konglomerate mit Geschieben. 5 Kohlenkalk. 6 Grauwacken. 7 Schiefer. (4—7 Unterkarbon.) 8 Oberkarbon (kohleführend). 9 Roter Sandstein.

30.000 hm². Der Kohleureichtum Großbritanniens wurde von verschiedenen Statistikern auf 80—190 Milliarden Tonnen geschätzt.

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Fig. 305. Profil durch das Kohlenbecken von Rossitz bei Brünn.

(Nach A. Makowsky und A. Rzehak.)

₁ Gneis. 2 Syenit. 3 Liegendkonglomerat. 4, 5, 6 Die drei Flöze des Oberkarbons. 7 Graue und rote Sandsteine und Schiefer. 8 Brandschieferflöze. Zu oberst bei Neslowitz das Hangendkonglomerat.

(Von 7 aufwärts Perm.)

Über die nordamerikanischen Karbonreviere mit ihrem sehr gewaltigen Kohlenreichtum gibt Fig. 306 eine Vorstellung. Die weite Verbreitung der amerikanischen Kohlenfelder ersieht man aus

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Fig. 306. Übersichtliches Profil durch das Alleghanygebirge. (Nach J. C. White.)

1 und 2 Oberdevon (Chemung- und Catskillsandsteine. 3 a Erdölführender Sandstein. 3 b Schiefer und Kohlenkalk. (3 Unterkarbon.) 4 a Flözleerer Sandstein. 4 b Untere Kohlenflöze. 4 c Obere Kohlenflöze. (4 Oberkarbon.) 5 Perm (Kotliegendes).

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Fig. 307. Die Steinkohlenfelder der Vereinigten Staaten von Nordamerika.

1 Anthracitgebiete von Keuengland (Rhode-Island) und 2 von Pennsylvanien. 3 Das appalachisclie Kohlenfeld (153.000 km*). 4 Das Michiganbecken (17.000 km²). 5 Das zentrale Kohlenfeld (122.000 km²). 6 Das Missourikohlengebiet (202.000 km²), zusammen ungefähr 500.000 km².

20*

Fig. 307. Hingewiesen sei ferner auf die schon früher erwähnte verschiedene Ausbildung der Steinkohle im Osten und in der Mitte der östlichen Vereinigten Staaten. Während sie im westlichen Teile Pennsylvaniens in wenig gestörter Lagerung als bitumenreiche Kohle auftritt, ist sie in den abgetrenntem, stark gestörten und gepreßten östlichen Becken in Anthracit umgewandelt. — Auch in Canada befinden sich größere Steinkohlenvorkommnisse.

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BRITISCHE KOHLENFELDER.

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Fig. 308. Die Kohlenfelder Großbritanniens. (Nach E. Hull.)

Etwas näher soll auf die Steinkohlenformation in Österreich und Deutschland, zunächst auf das ob er sc hl es is che Becken ein-

bauwürdiger Kohle (wobei das Hauptflöz Reden

gegangen werden, dessen beiläufige Ausdehnung in seiner Gesamtheit (Deutschland, Österreich und Rußland) aus Fig. 311, S. 310, ersichtlich wird (5700 km²), wovon ein großer Teil kohleführend durch den Bergbau und durch Bohrungen erschlossen ist. Die zahlreichen Flöze mit 122—173

bis 12 77i Mächtigkeit und darüber erreicht) werden in vier Flözzüge eingeteilt. Ihre Unterlage dürfte der Kulm bilden, der jedoch noch nicht erbohrt ist (nur im Südwesten tritt auch eine Bergkalk-Fauna als Einlagerung auf); überdeckt wird das geebnete Kohlengebirge bis auf einzelne inselartig aufragende Teile duich diluviale Ablagerungen. Die marinen Einlagerungen im unteren Teile weisen auf wiederholte Transgressionen des Karbonmeeres über die flachen Uferstriche hin. (Paralische Fazies der produktiven Steinkohle). Die Flöze liegen zwischen Sandsteinen und Schiefern, deren Mächtigkeit im W (wohl zu hoch) mit 7000 tu angegeben wird.

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Umrandet wird das Becken (Fig. 311) von den unterkarbonen Kulmschichten, welche in großer Mächtigkeit aus Grauwacken

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Fig. 809.

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Fig. 310.

Fig. 309 und 310. Zwei Durchschnitte durch das Kohlenbecken von Newcastle mit den Schächten und’Hauptverwerfungen. (Nach E. Soubeiran.)

und Ton- (Dach-) Schiefern bestehen und besonders im nordwestlichen Mähren eine große Ausdehnung erreichen. Für die schieferige Fazies des Kulm mit Kieselschiefereinlagerungen hat man die Entstehung in pelagischen Regionen angenommen, besonders wenn das Vorkommen von Radiolarien und Spongien nachweisbar wird.

Als Leitfossilien finden sich in den Kulmschiefern: Posidonornya Bechei'i (V. 13), Goniatiten (V. 15), Orthoceratiten, in Mähren und Schlesien auch Pflanzen der Lepidodendron-Stufe (zumeist in Eisenkies umgewandelt).

Das Ostrau-Karwiner Revier (Fig.312 und 313, S. 311) bildet den südwestlichen Teil des oberschlesischen Beckens und umfaßt etwa 140 /rm². Die tiefste Flözzone liegt im Westen (Mährisch-Ostrau), mit dünnen marinen Einlagerungen im Liegenden, weiter oben dagegen, bis zum Johannflöz, mit solchen mit kleinen Anthracosien (an Süß-

wassermuscheln [Unio] erinnernde Zweischaler), während das östliche Gebiet (Karwin) einem höheren Horizonte entspricht. Zwischen beiden Hauptbecken verläuft (über Orlau) eine Hauptstörung, an welcher der östliche Teil (Karwiner Flözkörper) in die Tiefe gesunken ist. In einer Gesamtmächtigkeit von über 4000 m umschließt dieses Revier über 300 Flöze (davon 90 abbauwürdige, von 50 cm bis 4 m [Johannflöz]) mit fast 90 m Kohle. Von mehr als 30 cm Mächtigkeit wurden

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Fig. 311. Das oberschlesische Steinkohlenbecken.

Seine Umgrenzung: das Liegendgebirge (Kulm und Devon) im Westen undHordwesten und die Hangendbildungen im Süden, Osten und Kordosten (Trias, Jura, Kreide und Eocän-FIysch). Die unbekannte südliche Umgrenzung liegt in Österreich unter den aufgelagerten Kreide- und Eocängebirgen. Die tertiäre Decke und das Diluvium sind nicht verzeichnet. Die Rybniker Flöze mit marinen Einlagerungen. Die Sattelflöze bei Königs- und Laurahütte. Die obersten Mulden- oder Hikolaierflöze. Das bekannte Bohrloch von Paruschowitz (2003 m tief) liegt bei Rybnik und ergab: 210 m Tertiär, 781 m Karwiner Schichten mit 61 Flözen, 190 m Sattelgruppe mit 5 Flözen, 823 m Ostrauer Schichten mit 12 er-

bohrten Flözen.

(von W. Petrascheck) 173 Flöze mit 152*5 m Kohle gezählt. Die liegenden Flöze sind anthracitisch, die mittleren fett (Kokskohle) oder halbfett. Zu oberst liegen „magere Kohlen“ (Flammkohlen).

Der Steinkohlenreichtum des oberschlesischen Beckens wurde auf mehr als 63 Milliarden Tonnen geschätzt. Abgebaut wurden etwas mehr als eine halbe Milliarde Tonnen. Nach O. Stutzer¹)

9 Aus The coal resources of the world, Toronto, 1913.

werden bis 1000 m Tiefe 76 Milliarden, bis 2000 m aber 155 Milliarden lonnen als „wahrscheinlich“ vorhanden angegeben. Durch Bergbau seien weitere 10 Milliarden aufgeschlossen.

Das niederschlesische Becken reicht vom Eulengebirge (Waldenburg) im Westen nach Böhmen (Schatzlar, Radowenz, Schwa-dowitz) bis an den Fuß des Riesengebirges, hier in stark gestörter Lagerung. An von NW—SO verlaufenden Bruchlinien wurde das

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Fig. 313.

Fig. 312 und 313. Das Ostrau-Karwiner Steinkohlenrevier im Grundriß und Durchschnitt. (Nach W. Jiëinsky.)

Verlauf der naehgewiesenen (erschürften), der wahrscheinlichen Flözzüge und der wichtigsten Störungslinien (Verwerfungen) und Kluftbildungen („Sprengklüfte“).

Im Profil sind auch die vorhandenen Eruptivgesteine (Basalte) angedeutet. Hauptstörung bei Orlau.

Steinkohlengebirge aus NO und N gegen SW und S an die Kreide und darunterliegendes Rotliegendes hinangepreßt und hinaufgeschoben. 31 bauwürdige Flöze mit 42 m Kohle. Große Porphyrdurchbrüche (im Perm) haben die Kohle am Kontakt verändert.

Die bekanntesten Becken im Innern Böhmens (Kladno, Pilsen) reichen in die höchsten Karbonhorizonte, ja bis in das Perm hinauf.

Das Becken von Kladno-Schlan-Rakonitz („Prager Kohlenmulde“) ist nur in seinem Südflügel bekannt (Fig. 314—316). Über dem Hauptflöz im Liegenden (fast 11 in mächtig) mit dünnen Zwischen-mitteln yon Schieferton (Fig. 316) folgen bis zu 500 m mächtige Arkosen und Konglomerate, mit Kohlenschmitzen in ihrer mittleren Partie; diese trennen das Hauptflöz von den wenig mächtigen Hangendflözen (untere und obere Radnitzer Schichten)¹). Viele Verwürfe zerstücken das Kohlengebirge.

Im Pilsener Becken (Fig. 317) treten nicht nur die oberen „Radnitzer Schichten“ in den Liegendflözen, sondern auch, und zwar in großer Mächtigkeit, Permschichten auf. Das nachstehende Profil wird eine Vorstellung von den Lagerungsverhältnissen geben. Durch

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Fig. 314.

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Fig. 315.

Durchschnitte durch das Eevier von Kladno.

(Nach J. Krejci und E. Helmhacker.)

Fig. 314. Profil in der Eichtung des Streichens, Fig. 315 in der Eichtung des Verflächens.

Die Steinkohlenformation liegt auf silurisehem Grundgebirge und wird von Kreideschichten überlagert.

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eine reiche von A. Fritsch (1883—1901) bearbeitete Fauna meist kleinen Stegocephalen (z. B. Branchiosaurus salamandroides VII. 7) ist die Gas- oder Plattelkohle von Nürschan berühmt geworden. Auch Selachier (z. B. Diplodus oder Orthacantlius VII. 6) finden sich vor. Dieser Horizont wird übrigens von manchen Autoren dem Rotliegenden zugerechnet. In den hangenden Sandsteinen und Arkosen sind viele verkieselte Hölzer (Araucarienstämme) eingebettet.

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In Ungarn liegen karbone Ablagerungen mit Kohlen im Banate bei Reualb, östlich von Reschitza (3 Flöze von 1—3 m Mächtigkeit), Ostrande des Banater Faltengebirges.

Das Karbon der Gegend von Aachen, sowie jenes an der Ruhr, es gehört mit jenem von Belgien und Kordfrankreich in tektonischer Beziehung zu einem Gebiete (Fig. 293,

Von den Karbonvorkommnissen des Deutschen Reiches seien weiter erwähnt :

9 ^le Schichtenbezeichnungen sind immer mit der Übersichtstabelle (S. 322 und 323) zu vergleichen.

und Fig. 294, S. 297, und Fig. 302, S. 306), das sich bis nach SO-England erstreckt. In den letzten Jahren (1907—1913) hat W. A. J. M. van Waterschoot van der Gracht Uber die Tiefhohrungen (bis über 1000 m) in den südlichen Niederlanden Berichte erstattet, wo, besonders im Limburgischen, unter Tertiär, Buntsandstein und Zechstein Steinkohle erbohrt wurde, die man mit jener Belgiens und Westfalens verglichen hat. Ein in Schollen, mit Horsten und Grabenbildungen, in die Tiefe,gesunkenes Gebirge, bohrungen haben den Nachweis eines großen Kohlengebietes auch im nördlichen Belgien (in der Campine = Kempen) erbracht.

Tief-

25

24

23

Sandstein und Konglomerate ....

Blaugrauer, glimmeriger Schieferton mit Pflanzenabdrücken

1.    Kohlenbank ....

Weißer Schieferton. . .

2.    Kohlenbank.....

Weißer Schieferton . .

. .47 cto . .32 cto

.    142 cto

. .    5 CTO

Sülls

22

21, 20

19, 18

3. Kohlenbank.

457 cto

17

16

15

14

Grauer Schieferton, 4. Kohlenbank . Weißer Schieferton

5 CTO

127 cto

15 CTO

******

5. Kohlenbank

253 CTO

13

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Kieselschiefer

ssali

Fig. 317.

12

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CO »O CO 03 rH

Fig. 316. Das Kohlenflöz im Layerschacht bei Kladno.

Fig. 317. Profil durch die Schichtfolge im Pilsener Becken. (Nach A. Fritsch.)

Nach älterer Auffassung würde das Karbon nur bis einschließlich Schichte 5 reichen, nach neuerer beginnt das Perm erst mit Schichte 11.

25 Roter und 24 weißer Kaolin (Mächtigkeit 10 to). 23 Sandiger Kaolin mit Gerollen (2 to). 22 Arkosen mit Araucariten (10 m). 21 und 20 Letten mit Farnen (3 to). 19 und 18 Kohle mit Araucaritenlager (4 to). 17 Fester Sand-16 Sandige Schiefertone und Sandsteine (5 to).

15 Schwarze 14 Sandstein mit

stein (2 to).

Schiefertone mit Sphärosideritknollen ( Ganoidfische) (4 to).

Kiesknollen (5 to). 13 Arkosensandstein mit Tonschiefern (ohne Araucariten) (78 w).    12 Roter und 11 grüner Schieferton (4 w).    10 Nürschaner Firsten-

8 Sandsteine und Schiefertone (27 to)

flöz und 9 schwarzer Sandstein (1 w).

7 Würfelige Brennkohle (0-8 to). 6 Nürschaner Flöze. Gas- oder Plattelkohle mit Sauriern (0-9 to). 5 Sandstein und Schieferton (10—15 to). 4 und 3 Rad-Steinkohle mit Zwischenmittel (Radnitzer Flora) (0-3 to).

nitzer Flöze.

In dem ganzen Zuge bildet das Devon die Unterlage und besteht das Karbon aus beiden Hauptabteilungen. Während jedoch im Westen das unterste Glied der bis über 600 m mächtige Bergkalk ist, der in Belgien (Visé und Tournai) einen bedeutenden Fossilienreichtum aufweist und sich auch bei Aachen in ähnlicher Gliederung wiederfindet, Uber welchem der Kulm folgt, der auch sonst in den * rheinischen Schiefergebirgen weit verbreitet ist, worüber dann am Nordrande des Schiefergebirges das Oberkarbon lagert, fehlt im Osten der Bergkalk und beginnt die Karbonreihe beinahe ausschließ-lich mit dem Kulm, wogegen über dem Kulm eine bis 1000 m mächtige flözleere Sandsteinformation folgt, die mit dem „Millstone grit“ des englischen Karbons auf das beste übereinstimmt. Ein zweiter Unterschied geht aus einer Abschwächung der tektonischen Störungen (Schub von S nach N) hervor, die sich im Westen bis zu weitgehenden Zerknitterungen und Überschiebungen gesteigert haben, im Aachener Gebiete aber die Überschiebungen schon in sehr verminderter Weise zeigen, während es im Osten nur zu einem Zusammenschube in eine Reihe von Mulden gekommen ist und das Karbon unter der Kreidedecke verschwindet.

Im Ruhrbecken treten zu unterst Magerkohlen mit nur 15% flüchtigen Stoffen auf, darüber folgen Fettkohlen mit bis 35% und Zu oberst Gaskohlen mit mehr als 35% Kohlenwasserstoffen, ähnlich wie in den westrheinischen und belgisch-nordfranzösischen Revieren. Die große Bucht von Köln, aus deren Quartärmassen nur hie und da alttertiäre (oligocäne) Inseln auftauchen, trennt oberflächlich den Westen vom Osten.

von

Das dritte der großen deutschen Karbongebiete ist das Saarbecken (Fig. 303, S. 306), welches nur das obere produktive Karbon in limnischer Ausbildung aufweist, in einer Mächtigkeit von etwa 6000 m, mit 500 Flözen und mit 130 m Kohle. Hier liegen die Fettkohlen unten, Flammkohlen in der Mitte, Magerkohlen in der oberen Abteilung. Es wurde durch Bohrungen bis nach Frankreich verfolgt. Im Harz ist der Kulm weit verbreitet, der auch in der Gegend Magdeburg (Kulmgrauwacke) ansteht. In Sachsen gehört die Kohle des Chemnitz-Hainichener Beckens der Le'pidodendron-Zone ( Waldenburger Horizont), jenes von Zwickau (mit 11 Flözen) und von Lugau (mit 7 Flözen), die „erzgebirgischen Becken“, dem Saarbrückener Horizonte an. Außerdem treten in Sachsen auch der Kulm mit Bergkalk unweit Zwickau (Wildenfels) und im Vogtlande auf (Fig. 326,

S. 326). —

In Süddeutschland kennt man Karbon nur in unbedeutenden Vorkommnissen im Schwarzwald-Vogesengebiete. —

Eine Vorstellung von der Art des Auftretens und von der Gliederung der Steinkohlenformation in den Ostalpen geben die beiden Profildarstellungen (Fig. 322 und 323), aus welchen einerseits die weitgehenden tektonischen Störungen, anderseits aber auch die Verbindung des alpinen Karbon mit dem Perm ersichtlich wird.

Außer den in der Übersicht zur Darstellung gebrachten Karbongebieten mögen noch die folgenden kurz erwähnt werden.

In Indien (Salt range) herrscht die marine Entwicklung vor, ähnlich wie im zentralen Rußland: Der Productus-Kalk entspricht im unteren Teile den russischen, oberkarbonen Fusulinenkalken, die

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Fig. 318. Die chinesischen Kohlenfelder.

(Nach F. v. Richthofen und F. v. Hochstetter.)

1 Schansi. 2 Schensi. 3 Kansu. 4 Tatungfu. 7 Schantung. 8 Honan. 9 Hupé. 10, 11 und 12 Hunan. 13 Se-tschuan. 14 Junan.

obere Hauptmasse gehört dem Perm zu. Das russische Karbon im „Donetzbecken“, dem Hauptkoblengebiete Rußlands, wird auf viele 1000 m Mächtigkeit geschätzt, zum größten Teil Kalksteine marinen Ursprunges. Im unteren Teile des Oberkarbons nach westeuropäischer Gliederung findet sich die Hauptmasse der zahlreichen Flöze, darunter etwa 30—40 bauwürdige mit der Flora der Saarbrückener und Ottweiler Schichten, welche mit marinen Fusulinenkalken wechseln.'

Marines Karbon wurde außer jenem von Moskau und vom Westural auch auf Spitzbergen und auf der Bäreninsel nachgewiesen.

Auf Spitzbergen kommt aber auch produktives Karbon vor. Echter Bergkalk findet sich in China und Japan, Kulmsandsteine in Sibirien, oberer Bergkalk in Turkestan, auf Timor und Sumatra, die produktive Entwicklung aber, und zwar in gewaltiger Ausdehnung, im eigentlichen China (Fig. 318), wo nach F. v. Richthofen ungeheure Kohlenschätze vorhanden sind. Nach Fr. Frech (Chinawerk F. v. Richthofens, Y. Bd.) gehört übrigens die Hauptmasse der chinesischen Kohlen dem Perm an. Im oberen produktiven Karbon liegt die Kohle von Heraklea in Kleinasien (Südküste des Schwarzen Meeres), während bei Balia Maden, im Innern von Kleinasien, marines Oberkarbon gefunden wurde.

Obere Karbonkalke sind ferner in der westlichen Sahara und aus dem Wadi el Arabah in Ägypten, aber auch aus Peru und Bolivien und in Neu-Siid-wales bekannt geworden.

G. Fliegei (Zeitschr. d. D. geol. Ges., 1898) hat die Erstreckung der oberkarbonen Meeresbedeckung verfolgt: aus Osteuropa in breiter Erstreckung über Nowaja Semlja, durch Turan, Tibet, Hinterindien, Japan und Kamtschatka einerseits und über Persien durch Kleinasien und Nordafrika bis in die westliche Sahara andererseits.

Fig. 319. Glossopteris indica

Feistmantel.

Aus den

Darnudaschichtcn, der mittleren Abteilung der Gondwanastufe. (Verkleinert.)

Eine eigenartige Entwicklung erfährt das Oberkarbon und Perm auf dem südlichen Teile der Erde um den Indischen Ozean herum, in Südafrika (wo vielleicht der oberste Teil der Kapformation dem terrestrischen Karbon angehört), in Indien und Ostaustralien, wo übrigens auch echtes Unterkarbon (Kulm) mit der Flora der Lepidodendron- Zone angetroffen wurde, und in Argentinien, im südlichen Brasilien und auf den Falklandsinseln. In wenig gestörter Lagerung zeigen sich Konglomerate, Schiefer und Sandsteine, in Indien und Ostaustralien mit Kohlenflözen, welche anstatt der europäisch-amerikanischen Florenelemente Pflanzenformen aufweisen, welche im Norden erst in den mesozoischen Formationen auftreten: neben Voltzien, Pterophyllen usw. charakteristische groß-fiedrige Farne (Olossopteris u. a., z. B. Ol. mdica, Fig. 319), während man in Argentinien neben Glosso-pteris noch Lepidode?idron und in Südafrika Sigilloria findet.

In den Liegendkonglomeraten hat man gekritzte und geschrammte Geschiebe gesammelt, welche an

Gletschermoränenelemente denken ließen. (Die „permische oder permokarbone Eiszeit“ der Glossopteris-Fazies.)

Die betreffenden Ablagerungen sprechen eigentlich auf das deutlichste für die Zusammengehörigkeit von Karbon- und Permformation und dürften in der Tat das obere Karbon mit dem Perm verbinden und in Beziehung auf die Entwicklung der Flora bis in das oberste Perm und in die untere Trias gereicht haben, wie z. B. die in Südafrika weit ausgedehnte „Karruformation“: Konglomerate, Blocklehmmassen mit gekritzten Geschieben, die man als unzweifelhaft glazialen Ursprunges betrachtet.

¹

In den Ardennen soll es nach J. Goss eiet bei 7000 m mächtig sein.

²

Das kleine Becken von Commentry wird dem Alter nach verschieden gedeutet, entweder als jüngstes Karbon oder als unteres Perm (Rotliegendes). Toula, Geologie. 3. Aufl.

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Fig. 320. Konglomerat vom Main Reef Leader der Crown Reef Gold Mining Comp. Dünnschliff. Der goldführende Eisenkies (im Bilde schwarz) im Zwischenmittel des Konglomerates.

(Nach R. Beck, 1903: „Lehre von den Erzlagerstätten“.)

Die goldführenden Konglomerate Südafrikas (Witwatersrand) enthalten keine Versteinerungen, ihr geologisches Alter bleibt daher offen. Man hat sie ins Kambrium (Algonkium) gestellt, könnte aber auch an Karbonbildungen denken (Fig. 320 und 321).

Was die tierischen Beste der Steinkohlenformation anbelangt, so kann dabei auf die Tafel V und deren Erklärungen hingewiesen werden.

In den marinen Kalken spielen Foraminiferen, vor allem die Fusulinen (im Oberkarbon) eine wichtige Rolle als Gesteinsbildner (V. 1). Von Korallen finden sich sowohl die Tabulaten (Chaetetes V. 2) als auch die Rugosen (Zaphrentis V. 4, Lithostrotion V. 3, u. a.). ■Crinoiden treten in großer Menge auf (Poteriocrinus V. 6). Eine sehr charakteristische Erscheinung bildet z. B. Pentremites (V.5). Auch ein Seeigel kommt vor (Palaëchinus V. 7). Brachiopoden sind häufig, vor allem das Geschlecht Productus mit vielen Arten (V. 10—12). Aber auch Spiriferen (V. 8 u. 9), Choneten, Rhynchonellen und Terebrateln stellen sich ein. Bivalven und Gastropoden sind nicht selten. Von den ersteren wurde Posidonomya Becheri (V. 13), das Leitfossil der Kulmfazies, hervorgehoben, von den letzteren sei Euom-phcdus (V. 14) als Beispiel erwähnt. Von Cephalopoden ist Ortho-eeras (V. 16) und Qoniatites (V. 15), von Trilobiten noch das Geschlecht

VFiLwatersrccnct

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Gatsrcmtl

4<56

❖ 7a, 6 ö 4*

Fig. 321. Querschnitt durch die Witwatersrand-Mulde nach G. A. F. Molengraaff. (R. Beck, 1903: „Lehre von den Erzlagerstätten“.)

1 Granit und kristallinische Schiefer. 2 Tonschiefer und Quarzite. 3 Witwatersrandschichten mit Konglomeraten. 4 Diabasmandelstein. 5 Schwarzflöz. 6 Malmanidolomit. 7 und 7 a Schiefer und

Quarzite des Gatsrandes.

Phillipsia (V. 17) vertreten, welches bis in das Perm ausdauert. Aus dem produktiven Karbon kennt man ziemlich viele Insekten, die ansehnlich groß werdenden Urfliigler, Spinnen und Tausendfüßer. Ganoide Knorpelfische und Selachier (Haie, S. 312) treten auf. Der Branchiosaurier (VII. 7) wurde ebenfalls schon gedacht.

Die Flora des Karbon (Tafel VI und Fig. 319) spielt in den terrestrischen Entwicklungen die Hauptrolle. Doch sind auch aus dem Kulmschiefer eingeschwemmte Pflanzenreste, zum Teil in prachtvoller Erhaltung, bekannt geworden. Die Kulmflora (S. 309) bildet die erste Hauptflora des Karbon. Archaeocalamites (VI. 1), Lepidodendron (VI. 8—10) und von Farnen Sphenopteris (Sph. distans), Neuropteris {N. flexuosa VI. 14) und Cardiopteris, ein Farn mit sehr großen, Neuropteris ähnlichen Fiederblättern, sind die wichtigsten Formen.

Die Flora der Ostrau-Waldenburger Schichten mit Lepidodendron (L. Veltheimianum VI. 8. 9), Sigillaria (VI. 11. 12), Sphenopteris usvv. steht mit der Kulmflora in einem innigeren Verhältnisse (Lepido-dendron-Zone). Die zweite Hauptflora ist die der Schatzlarer

Schichten: Sigillarien, Lepidodendren (L. dichotomwn), Calamiten (C Suckowi, VI. 3), Sphenopteris usw. (Sigillarienzone). Die dritte Hauptflora ist jene der Ott weil er Schichten. Farnblattgewächse spielen die Hauptrolle (Farnzone): Neuropteris, AJethopteris (VI. 15), Pecoptens (P. arborescens VI. 16), Calamiten mit den Annularien (VI. 4), Asterophyllites (VI. 6), Sphenophyllum (VI. 5). Übergangs-floren verbinden die zweite mit der dritten und diese mit der Flora des Perm. — In dem oberen Karbon werden Gymnospermen (Arau-carites, Cordaites (VI* 19—21) etwas häufiger.

Über die Entstehung der Kohlenflöze vergleiche man S. 130.

Ausführliche Darlegungen über die geologischen Verhältnisse der Steinkohlenablagerungen findet man in der Lethaea geognostica,

II. Bd., 2. Lief., von Fritz Frech (1899) und auch in A. Dannenbergs Geologie der Steinkohlenlager (I. Bd. 1915).

Über die Steinkohlenausbeute vergleiche man die graphische Darstellung (Fig. 324) und die Zusammenstellung¹).

Das Karbon war eine Zeit kräftiger Gebirgsbildung, welche sich auch im Perm fortsetzte und mit welcher weitgehende Veränderungen in der Verteilung von Festland und Meer im Zusammenhänge standen. Gebirgsbildende Vorgänge spielten sich vor allem im mitt-

¹) Die Kohlenproduktion der Erde betrug im Jahre 1910 nach 0. Stutzers Angaben (1914) in Millionen Tonnen (nach dem großen Werke „The coal of the World“, 3 Bände mit Atlas, Toronto, Canada, 1913):

Australien................

Neuseeland................

China..................

Indien..................

Japan ..................

Südafrika................

Canada......... ........

Vereinigte Staaten von Nordamerika ....

Mexiko.................

Großbritannien..............

Spanien.................

Frankreich................

Belgien.................

Deutschland...............

Österreich-Ungarn.............

Italien..................

Schweden................

Rußland.................

Andere Länder..............

10-00

2-23

14-59

12-09

14-79

5-50

13-01

445-81

2-45

264-50

3-55

38-57

23-13

221-98

38-00

0-40

0-21

24-57

8-00

. . 1143-38

zusammen .

Die Kohlenvorräte der Erde wurden von demselben Autor folgendermaßen (in Milliarden Tonnen) angegeben:

leren und westlichen Europa ab: die Bildung der „armorikanischen“ und „variskischen“ Gebirge (man vergleiche S. 255). Auch die Alpen

Gailtal

Hochwipfel

Lanzengraben

Monte Gemula

II j

yjvo

II)

SSW

Fig. 822. Übersichts-Querprofil durch die karnische Hauptkette.

(Nach Fr. Frech.)

1 Untersilurische Tonschiefer. 2 Unterdevonischer Kiffkalk. 3 Geschieferte Mandelsteine und Diaba3 (Unterkarbon). 4 Oberkarboner Fusulinenkalk und -dolomit. 5 Oberkarbone Grauwackenschiefer, -konglomerate und -Kalke. 6 Grödener Sandstein (Perm).

Ofen-

alpe

Kohlen

schürfe

Jochhöhe zwischen Bombasch- und Garnitzengraben

Krone

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||§P^S1§1éSa

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Fig. 323. Profil durch die alpine Karbonformation im Gailtaler Gebirge. (Nach G. Stäche.)

1 Gehängeschutt. 2 a Hangendsandstein. 2 b Sphärosideritknollenlager (Perm). 3 Korallenkalk mit Fusulinen. 4 a Sandsteine mit Fusulinenkalk. 4 b Fusulinenkalk. 5 Tonschiefer mit Pecten Hauini. (3—5 Grenzschichten.) 6 Obere Farnzone. 7 Mergelton und Sandsteinschiefer. 8 Sandstein mit Pflanzen. 9 Quarzkonglomerate. 10 Anthracitische Kohle mit Pflanzen („Untere Flora“). 11 Kalkstein mit Productus gigdnteus (Kohlenkalk). 12 Schiefer, Sandsteine und Konglomerate (Kuhn).

Océanien und Australien . .

Asien...........

Afrika..........

Amerika .........

Europa..........

170

1280

58

5106

784

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*7 5 o o S

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zusammen . .

7398

716-0

Die „sicheren“ Kohlenvorräte sind in Klammern gestellt, neben die nach Schätzungen wahrscheinlichen und möglichen.

machten in dieser Zeit eine frühe Periode der Aufrichtung durch. Solche Vorgänge sind auch in Tibet und Hocharmenien nachgewiesen worden. Die Faltung des Ural und der Alleghanies begann im oberen Karbon. Tiefengesteine (Granite) und Ergüsse von Porphyren und Porphyriten begleiteten die großen Störungen dieses Zeitabschnittes. Die Granite des Harzes, Thüringerwaldes, des Erzgebirges, der Vogesen usw. sind oberkarbonen Alters.

Ein großes Festland soll das ganze Gebiet von Südamerika (von den Anden ostwärts) umfaßt und sich über den größten Teil von Afrika, Südarabien, Ostindien und Australien erstreckt haben. Arktische Kontinente sollen durch einen großen Teil von Nordamerika und Nordwest-Europa sowie Nordasien gebildet worden sein. Ein großer pazifischer Ozean dürfte bestanden und bis in die Felsengebirgs-region von Nordamerika gereicht haben. Im übrigen wären nur ostwestlich sich erstreckende „Mittelmeere“ anzunehmen, mit einer großen Bucht im östlichen Europa.

484

190 3 324

1902:273,

2646

255 8

234 j

202

Fig. 324. Graphische Darstellung der Kohlenförderung der wichtigsten kohleliefernden Länder in Millionen Tonnen.

184.

173

1249

147.

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132

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1/3.

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1830

1840 15 5

1850

1860

1870

1880

68

132

211

317

(64)

(79)

(106)

(146)

1890    1896    1903 1912

463    583    820 1245

(120)    (237)    (425)

Ergebnisse der Steinkohlentörderung von 1830—1912 in Millionen Tonnen. Summe der Jahresproduktionen der Erde (Zunahmen der Produktionen).

Auf Österreich entfallen (1912) 42-08 Millionen Tonnen, davon auf Schwarzkohlen 15-8, auf Braunkohlen 26-28 Millionen Tonnen.

Toula, Geologie. 3. Aufl.

21

England und Wales

Schottland

Frankreich und Belgien

Gliederung des

Karlbon und Perm.

Saargebiet (West- . deutschland)

Sachsen,

Thüringen

(Fichtelgebirge)

Böhmen, Mähren und Schlesien

Alpen

Rußland

Nordamerika

Rote Mergel und Sandsteine mit Gips

Magnesian Limestone

Bituminöser Schiefer (Marlslate)

Perm

Wenig entwickelt, im SW mit Melaphyr

Lower New Red Sandstone

Porphyr und Porphyrit

Rote Sandsteine und Schieferletten Schiefer von Lodève (mit Walchia) Sandsteine v. Creusot Schiefer von Autun Brandschiefer Schiefer von Muse

Oberes Rotliegendes Porphyr u. Melaphyr (Breccien u. Kongl.)

Lebacher Schiefer (mit Archegosaurus und Pflanzen)

Salzgebirge von Staßfurt

Zechstein

Kupferschiefer

Weißliegendes

Zechstein

(Schömberger Sch.)

Oberes Tam-bacher Schicht.

Ober-Rotliegendes.

Bellerophonkalke

Dolomite und Schieferton von Neumarkt (Südtirol)

Porphynte

Mittle- Oberhöf Schicht.

res

Z entral-französische Kohlenbecken

Unteres Rotliegendes Obere Cuseler Schicht. (Sandsteine und Schiefertone) Untere Cuseler Sch.

(Sandsteine,Schiefer v und Kalkbänke)

Gold

lauterer

Schicht.

Braunauer Schichten in Böhmen (Czerna-hora in Mähren)

Mittel-Rotliegendes

Grödener Sandstein

Roter Mergel (Tatarische Stufe) (Cephalopodenkalk von Armenien) Kalke und Dolomite von Kostroma („Russisch. Zechstein“) Kupferführende Sandsteine am Ural

Rote limnische Sandsteine

Kalke des Timan

Mergel u. Schieferton mit Gips und Salz

Unteres Mane-Rotüe- bâcher gendes Schicht. (Kohlen v. Manebach) Gehrener Sch.:Unterst. Rotl. m. Eruptivdecken

Unter-Rotliegendes

V errucano

Permkalke von Nebraska mit Pecten Hawni, Prod, can-crini usw. und Ammoniten

Trogkofelkalk

Permokarbon Osteuro- Marines Perm inKan-pas,von Spitzbergen    sas und Nebraska.

undNowajaSemlja: Marine Kalke und Kungur- u. Artinsk- Sandsteinein Texas stufe (m. Ammonit.)

Obere Gruppe (ohne marine Einlagerungen)

Obere Abteilung

Stéphanien-Ouralien

(information

Oberkarbon

Ï §

g W Mittlere Gruppe M S (Hauptflöze, wenig ma- g ^ ’-g rine Einlagerungen) §

OS

Produktives Karbon

Ottweiler Schichten (Farn- und Calamarienstufe)

Kohlen von Wettin

Zwickauer Revier

r Rossitzer Schichten Fusulinen (Schwa- Fusulinen- (Schwage-Kunovaer Schichten gerinen-) Kalk Radowenzer Flöze (Schwarte)

„ (Calamarienstufe)

Schwadowitz er Flöz e

rinen-) Kalk Ott weiter Flora von Schichten mit Pro-Auernig (Karni-sche Alpen)

ductus cora im südlichen Ural

Fusulinenkalk (Oberer Kohlenkalk) ObererHorizont (Hauptflöze)

g 3

q -g Untere Gruppe

g (Schiefer und Sand- 'S stein mit Kohle und Kohleneisenstein („Blackband“] und mit marinen Einlagerungen)

Untere Abteilung

Kohlenbecken des Hennegau, von Namur und Lüttich, in Flandern und Artois

(Moscovien-W estfalien)

Saarbrückener Schicht. (Sigillarienstufe)

Lugau-Ölsnitzer

Revier

Flöhaer Becken in Sachsen

Millstone grit

Millstone grit

Sandsteine mit Konglomeraten und Schiefern

Tonsch. u. Sandsteine Alaunsch. u. Stinkkalk v. Chokier (Namurien)

Ruhrbecken 3050 m mächtig Eschweiler-Wormrev. Flözleerer Sandstein des Ruhrbeckens

Karb

Unterkarbon

Mountain-Limestone : B ergkalkentwicklung

Oberer Bergkalk

Mittlerer Bergkalk

Unterer Bergkalk (Kohlenkalk)

Kulmschiefer mit Plattenkalk, nach oben Kohlenflözchen

Oberer Bergkalk

Kulm mit Kohlenflözen

Unterer Bergkalk

Kalksandstein

Basische Eruptivgesteine u. Tuffe

Bergkalk von Visé (mit Productus giganteus)

Dolomit von Namur (Dinantien) Crinoidenkalk

Kulmgrauwacke mit Landpflanzen Kohlenkalk der Vogesen

Posidonienschiefer Cephalopoden- und Crinoidenkalk

>•

Bergkalk von Tournai Kalk von Etroeungt.

Kieselschiefer

Oberkulm: Gröbere Grauwacken Kohlenbecken v. Hainichen- Chemnitz Bergkalk bei Hof usw. Posidonienschiefer am Harz

Kulm d.V ogtland. usw. Unterkulm: Lehestenschiefer, Grauwacke und Kalk

Nürschaner Flöz (mit Stegoeephalen) Liegendflöze von Pilsen

Ob. Radnitz. Flöze Hauptflöz von g "S' Kladno

Schatzlarflöze ■§

g Pi

Unt.Radnitz.Fl. 43 Grundflöz von 2 Kladno    œ '%

Ostrau-Waldenburger Kohlenbecken (Lepidodendron-Stufe)

Kulmschiefer in Mähren und Schlesien

Bergkalk und Kohlensandstein in Niederschlesien

Konglomerate und graphit. Schiefer der Stangalpe und am Steinacher Joche

Graphit. Schiefer am Semmering

Gailtaler Schichten (Productus giganteus) Productus giganteus am Triebenstein in Ober-Steiermark

Pflanzenführende

Schichten

Don etzb ecken

Saarbrückener Flora (vieleFlöze wechsellagern mit Fusulinen- und Productus-cora-Kalken)

Kalk von Miatsch-kowa m. Spirifer mosquensis und Fusulina cylindr.

Bergkalk mit Productus striatus Bergkalk mit Pro-a ductus giganteus

ä Sandsteine u. Tone 5 mit Kohlenflöz-

° chen S

(Kalk v. Maljewka mit Bergkalk-und Devonfauna)

Illinois und

Flözleer

Untere Flöze Wechsel von kohlenführend. Schichten mit . marinem Kalk

Bergkalk vonlllinois usw.

Kulmschiefer v .Caney Sandstein u. Schiefer des appalachischen Tafellandes

5. Das Perm oder die Dyas.

Vorwiegend rote Konglomerate, Sandsteine, Arkosen und Schiefertone bilden das über dem oberen Karbon auftretende Rotliegende („das rote, tote [erzfreie] Liegende“ der mansfeldiscken Bergleute), eine limnisch-terrestrische Bildung, welche reich ist an Porphyren und Porphyri ten und deren Tuffen. Im Hangenden des Rotliegenden, und zwar in dem Gebiete zwischen dem Thüringer Walde und Harz, „im Mansfeldischen“, folgt eine wenig, bis kaum ¹/₂ m mächtige Schichte bituminöser dunkler Mergelschiefer, deren Reichtum an Kupfererzen (Buntkupfererz, Kupferglanz, Kupferkies) neben Pyrit und Bleiglanz seit Jahrhunderten abgebaut wird: der Kupferschiefer. (E. Kayser erklärt den Kupferschiefer für eine „Faulschlamm“-Bildung.) Eine bis zu 2 m dicke Schichte, das „Weißliegende“, trennt die zumeist rot oder rotbraun gefärbten Rotliegendschichten vom Kupferschiefer, der eine marine Seichtmeerbildung sein mag und von echt marinen Kalksteinen, Dolomiten und salzführenden Gesteinen (Tonen, Sauden usw.), dem Zechstein, überlagert wird. (Man vergleiche die Fig. 325 bis 328 und die Tabelle S. 322 und 323.)

Die beiden Hauptglieder: Rotliegendes und Zechstein, führten

H. B. Geinitz nach J. Mar cous Vorschlag zu der Bezeichnung Dyas. Im mittleren und östlichen Rußland (im Gouvernement Perm) finden sich zwischen Karbon und Trias Konglomerate und besonders sandig-mergelige Schichtenverbände mit Einlagerungen von Kalksteinbänken, überlagert von Gips und Steinsalz führenden Tonen mit Kalk-und Mergellagen und mit bunten Tonmergeln, die den Übergang zur Trias herstellen. Für diese Entwicklung wurde (von R. Murchison) die Bezeichnung „Perm“ oder permische Formation eingeführt. Doch sind auch in diesen Schichten sowohl limnisch-terrestrische als auch marine Bildungen vorhanden. Besonders die Kalk- und Mergelablagerungen umschließen eine marine Fauna.

In gewissen Gebieten zeigt sich übrigens andererseits, wie in Rußland, nur die Rotliegendfazies entwickelt, so in Böhmen, Sachsen, in Mähren, im Saarbecken, in Frankreich und Schottland. In Nordamerika dagegen folgen, und zwar in den südlichen und westlichen Staaten (besonders in Nebraska), über dem marinen Oberkarbon marine Kalke des Perm, die durch Übergänge („Permokarbon“) mit dem ersteren verbunden erscheinen.

Was das Rotliegende anbelangt, so ist es in Deutschland (bis Uber 700 m, im bayrisch-böhmischen Waldgebirge bis über 1000 m mächtig) am genauesten erforscht worden, und zwar besonders in den sächsisch-thüringischen Staaten und im Saargebiete. Im Thüringer

W aide hat man es in drei Hauptabteilungen eingeteilt, welche Teil mit Ablagerungen derselben Zeit im Saargebiete in Vergleich gebracht wurden. (Man vergleiche Fig. 327 und die Tabelle S. 323 und 321.)

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I. Das Unterrotliegende (Cuseler Schichten im Saarbecken):

1.    Die Gehrener Schichten. Arkosen, Schiefertone, Sandsteine mit Landpflanzen und mit kleinen Kohlenschmitzchen. Porphyre, Por-phyrite, Melaphyre und ihre Tuffe treten auf. Von Pflanzen finden sich Walchien, Farne (Callipteris confer ta, Pecopteris arborescens VI. 16 usw.). Darüber folgen

2.    die Manebacher Schichten. Konglomerate, Sandsteine und Schiefertone mit Kalksteinlagen und schwachen Kohlenflözen¹). Odontopteris obtusilobci (VII. 3) neben Walchien (VII. 1), Calamiten und Sigillarien. Auch Anthracosien treten auf.

II. Das Mittel rotliegen de (Lebacher Schichten):

3.    Die Goldlauterer Schichten, bei Crock kleine Steinkohlenflöze führende Konglomerate, grobe Sandsteine mit Schiefertonen und einer der vorhergehenden ähnlichen Flora.

4.    Die Oberhöfer Schichten bestehen aus Porphyr und Porphyritlagergängen und Tuffen zwischen roten Sandsteinen und Schiefern. Kalksteinlager und Kalkschiefer enthalten Branchiosaurier (VII. 7).

III. Das Oberrotliegende:

5. Die Tambacher Schichten. Porphyrreiche Konglomerate, Sandsteine und Schiefertone mit Walchien und Saurierfährten.

Auch im Schwarzwalde und im Elsaß ist das Rotliegende in ähnlicher Weise entwickelt.

Über das Vorkommen in Sachsen vergleiche man Fig. 326, S. 326. Die Porphyrmasse von Halle und Umgebung, der Porphyr von Teplitz in Böhmen gehören dem Rotliegenden an. Auch in Schlesien, am Nordfuße des Riesengebirges und im Glatzer Gebiete findet sich das Rotliegende in ganz ähnlicher Gliederung. Im Glatzer Gebiete besteht zwischen dem oberen Rotliegenden (Waderner Schichten) und dem Unterrotliegenden eine Diskordanz.

Am Südfuße des Riesengebirges (Fig. 328) hat J. Jokély schon 1862 drei Abteilungen des Rotliegenden, jede aus zwei Gliedern bestehend, unterschieden und gezeigt, daß das untere Glied, über Phyllit lagernd, Melaphyrlagergänge umschließt. Auch ein Brandschieferflöz mit Toneisensteinknollen und Kupfererze finden sich. Fische,

*) Man vergleiche das S. 323 und 326 Gesagte.

Wartburg

Eisenach

Fig. 325. Profil durch die Dyas bei Eisenach. (Nach W. Gfümbel.)

1 Kotliegendes. Wartburgschichten: Konglomerate, Breccien, rote Sandsteine, Rötelschiefer. 2 Weißliegendes. 3 Kupferschiefer. 4 Zechstein. 5 Oberste rote Zechsteinletten. 6 Buntsandstein.

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Fig. 326. Profil durch das Rotliegendbecken bei Chemnitz in Sachsen. (Nach Th. Sie g er t.)

1 Phyllit des Erzgebirges. 2 Silur (von Draisdorf). 3 Kulm (von Ebersdorf). 4 Rotliegendes.

5 Porphyr. 6 Porphyrtuff.

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Fig. 327. Profil durch den Thüringer Wald. (Nach F. Beyschlag.)

I    Granit. 2 Lichte Arkosen mit roten und schwarzen Schiefertonen (Kohlenschmitzchen). 3 Quarzporphyr. 3 a Eelsitporphyr. 4 Enstatitporphyr. 4Ô Glimmerporphyrit. 5 Tonsteine, Breccien und Tuffe (Einlagerungen im Porphyrit). 6 Hangendtonstein und Breccien der Porphyrite. 7 Melaphyr und Mandelsteine. 8 a Porphyrtuff. 8 6 Kikelhahnporphyr. (2—8 b Unterstes Rotliegendes = Gehrener Schichten). 9 Konglomerat. 10 Elözführende graue Sandsteine und Schiefertone bei Manebach.

II    Konglomerate mit Porphyritmandelsteingeröllen. (9—11 Manebacher Schichten.) 12 Rote Sandsteine. 13 Braunrote polygene Konglomerate mit schwarzen Schiefern (Acanthod.es, einen Ganoidfisch führend) und Kohlenflözen mit Callipteris conferta. (12 und 13 Mittleres Rotliegendes oder Goldlauterer Schichten.) 14 Quarzporphyr der Oberhöfer Schichten. (Oberes Mittel-Rotliegendes.)

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Fig. 328. Profil durch das Rotliegende am Siidfuße des Riesengebirges.

(Nach J. Jokély.)

1 Phyllit. 2 Untere, 3 Mittlere (Arkosen-), 4 Mittlere (Schiefer-), 5 Obere Stufe des Rotliegenden. 6 Ältere Meiaphyre. 7 und 8 Jüngere Melaphyre. 9 Quadersandstein und Pläner (Kreide). 11 Basalt.

so dei mit Pctlaeoniscus VII. 5 nahe verwandte Amblypterus und Pflanzenreste sind häufig¹. Die mittlere Abteilung enthält rote Ar-kosen mit zahlreichen verkieselten Stämmen von Araucarites und Psa-ronius (VII. 2). („Versteinerte Wälder“, z. B. bei Eadowenz und Paka.) Nach oben treten Sandsteine und Schiefertone mit Brandschieferflözen auf. Die obere Abteilung besteht aus roten Schiefertonen und feinkörnigen Sandsteinen in abwechselnder Lagerung. Sehr bitumenreiche Brandschiefer, Schwarzkohle in kleinen Schmitzen, Hornsteine und Sphärosiderite, dann Kupfererze, Fische und Pflanzenreste sind breitet. Durchbrüche von Melaphyren fanden statt, die über der zweiten und dritten Stufe Decken bilden. Die Porphyr- und Porphyritdurch-brüche erfolgten während des mittleren Zeitabschnittes. Nach W. Petraschecks neuen Untersuchungen der Dyas in Ostböhmen kann man Unter-, Mittel-, Oberrotliegendes und Zechstein unterscheiden.

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Was das Rotliegende im inneren Böhmen anbelangt, so gibt Fig. 317, S. 313, über die Verhältnisse Aufschluß, ebenso wie über das Rotliegende im Rossitzer Becken in Mähren die Fig. 305, S. 307. Von Rossitz erstreckt sich das Rotliegende in einem schmalen Bogenzuge einerseits bis nach Senftenberg in Böhmen und andererseits bis in die Gegend von Krems in Niederösterreich.

In dem ersteren Profile wurde der Horizont 6: die Gas- oder Plattelkohle von Nürschan mit ihrem Reichtum an zum Teil winzigen Stegocephalen (20 verschiedene Gattungen meist salamanderartiger Tiere), z. B. Brcmchiosaurus (VII. 7), an haiartigen Knorpelfischen (Diplodus oder Orthacanthus VII. 6) und einer reichen Farn- und Cala-marienflora von einigen Geologen, wie bereits erwähnt wurde, auch zum Perm gerechnet.

Branchiosaurus ist ferner aus Mähren (im Rotliegenden von Czernahora, nördlich von Brünn) bekannt geworden. Viel früher wurde eine größere verwandte Saurierform mit schlankerer Schnauze und Zähnen mit schwach eingefaltetem Email (Labyrinthzähner): Archegosaurus Decheni in Toneisensteinknollen der Lebacher Schiefer im Saarbecken aufgefunden. Auch aus dem mittleren Rotliegenden des Plauenschen Grundes sind zahlreiche Stegocephalen oder Schuppenlurche von H. Credner beschrieben worden. Bei Rossitz hat man Platten mit zahlreichen Saurierfährten im Hangenden der Kohle gesammelt (Fig. 206, S. 219).

Von den Gebieten, in welchen auch die anderen Glieder der Dyas, der Zechstein mit dem Kupferschiefer ausgebildet sind, sei auf das Vorkommen bei Eisenach hingewiesen (Fig. 325). Unter der Wartburg kann man drei Abteilungen im Rotliegenden unterscheiden. Die oberste ist besonders reich an Granitbrocken, die mittlere besteht

aus grobkörnigem Sandstein, die untere ist reich an Quarzeinscblüssen. Ein vielhundertmaliger Wechsel dieser Gesteine mit roten Schiefertonen fällt auf.

Den Zechstein hat man gleichfalls in drei Abteilungen gebracht.

1. Der untere Zechstein besteht aus einer Konglomeratsandsteinschichte („Zechsteinkonglomerat“). Darüber folgt der Kupferschiefer des mansfeldischen Gebietes, der dem kupferfreien Marlslate in England entsprechen dürfte. Die Erzführung liegt in der untersten, kaum 01 m mächtigen Partie. Der Kupferschiefer enthält eine Menge zum Teil verkiester Ganoiden (.Palaeoniscus VII. 5 usw.) und auch Zweige und Fruchtstände, die man gewöhnlich mit Araucarien in Verbindung bringt ( Ullmannia Bronni VII. 4), sind nicht selten. Letztere

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Fig. 329. Längsschnitt durch die Staßfurt-Egeln-Mulde. (Nach K. Ochsenius.)

16 Kainit. 15 Kieserit. 11 Carnallit. 13 Anhydrit. 12 Steinsalz. 12« Steinsalz mit ’Polyhalit (2CaS0₄ . MgS0₄ . KsS0₄ . 2H₂0). 12 b Salzton. 11 Gips. 10 Massiger roter Ton. 9 Grauer Kalk mit Gips. 8 Köter Lettenschiefer. 7 Ton und Gips. 6 Schieferletten mit Ton. 5 Tonige Lettenschiefer. 4 Oolithischer Kalk. 3 Graue und rote Sandsteine. 2 und 1 Tertiäre und alluviale Deckengebilde.

finden sich körperlich erhalten, als Kupferglanz vererzt, im untersten Zechstein von Frankenberg in Hessen („Frankenberger Kornähren“).

Der untere eigentliche Zechstein („Zechsteinkalk“) ist ein grauer, dichter, plattiger Kalk von 5 bis höchstens 30 m Mächtigkeit. Derselbe enthält die größte Menge der marinen Zechsteinfossilien: Productus horridus (VII. 10), Spirifer undulatus (VII. 13), Camarophoria Schlot heimi (VII. 11, Strophalosia Goldfiissi (VII. 12), Schkodus oh scorns (VII. 16) usw.

2. Der mittlere Zeclistein ist eine Gips und Steinsalz führende Formation. Rauchwacke und fein sandige, aus losen Dolomit- und Anhydritkriställchen bestehende Massen, die „Asche“, werden von bituminösem „Stinkkalk“ und porösem, von Höhlen durchzogenem Dolomit oder löcherigem, eisenschüssigen Kalkstein überlagert. Im Dolomit sind Bivalven (Gervillia heratophaga VII. 18, Schkodus ob-scurus VII. 16 usw.) und Terebrateln nicht selten.

Im südöstlichen und westlichen Thüringen werden die beiden unteren Abteilungen des Zechsteins durch eine Bryozoenriffazies ver-

treten, durch Dolomite, welche als gleichhohe Tafelberge weithin ziehen. Fenestella (VII. 8) und andere Bryozoen bauten diese Riffe auf. Crinoiden (Cyathocrinus ramosus VII. 9), Brachiopoden (Strophalosia Goldfussi VII. 12, Terebratula elongata) und andere Formen sind sehr verbreitet.

3. Der obere Zechstein besteht aus tonigen Gesteinen (rotem Ton und Letten) und umschließt Gips- und Steinsalzstöcke und -lager von gewaltiger Ausdehnung im mittleren und nördlichen Deutschland, erbohrt vom Niederrhein (bei Erkelenz) bis Posen (Hohensalza), sowie Lagen von dolomitischem Kalk. Auch das über 1200 m mächtige Steinsalzlager von Sperenberg südlich von Berlin dürfte dem oberen Zechstein angehören. Die Gipse sind am West- und Südrande des Harzes und am Kyffhäuser mächtig entwickelt. Sie sind reich an ausgelaugten Höhlen („Gipsschlotten“), welche oberflächlich „Erdfälle“ zur Folge haben. In größerer Tiefe geht der Gips in Anhydrit über.

Das bekannteste und wohl auch interessanteste Steinsalzvorkommen im oberen Zechstein ist das mächtige Salzlager von Staßfurt-Egeln im Norden des Harzes, welches durch das Auftreten der leicht löslichen und daher in anderen Salzlagerstätten zumeist vollständig fehlenden Kalium- und Magnesiumsalze (früher „Abraumsalze“) ausgezeichnet ist, deren reiches Vorkommen einen großartigen Bergbaubetrieb in dem Gebiete zwischen Elbe, Aller und Weser und eine blühende chemische Industrie zur Folge hatte.. Die Art des Auftretens der verschiedenen Salze läßt sich aus Fig. 6, S. 19, und Fig. 329, deutlich ersehen. Die wichtigsten dieser Abraumsalze (sie wurden früher als Hangendes des Steinsalzkörpers „abgeräumt“) sind Sylvin (Chlorkalium, KCl), Carnallit (KCl . MgCl₂.6H₂0), der leicht zerfließ-liche Tachyhydrit (CaCl₂.2MgCl₂.12H₂0), Kieserit (MgS0₄.H₂0) und Kain it (MgS0₄ . KCl. 3 H₂0) und andere. Die Kalisalzausbeute Deutschlands betrug im Jahre 1912 aus etwa 150 Schächten 11 Millionen Tonnen im Werte von 180 Millionen Mark. Sie hat von 1861 bis 1865 nur 285.000 t erreicht.

Man hat für Staßfurt eine Reihe von Stufen (Regionen) unterschieden. Die unterste, die Anhydritstufe, besteht aus abwechselnden Schichten von Steinsalz und dünnen Anhydritlagen (Jahresringen vergleichbar); darüber folgt die Polyhalitstufe: Steinsalz mit zahlreichen dünnen Lagen von Poły halit, einem wasserhaltigen CaMgK-Sulfat. In der nächsten Stufe, der Kieseritstufe, wechselt Steinsalz mit Kieserit und zu oberst, in der Carnallitstufe, tritt das Steinsalz zurück und herrscht der Carnallit vor. Die beiden letzteren Stufen enthalten die Abraumsalze.

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Fig. 380. Profil durch den Nordabfall des Gartnerkofels in den Karnischen Alpen.

(Nach Gr. Geyer.)

Verhandl. der k. k. geol. R.-Anst., 1895,

Weiße und rote Fusulinenkalke (Perm). Unterer Muschelkalk (buntes Kalkkonglomerat). 13 Horn-Schlerndolomit (weißer Diploporendolomit).

Sandsteine, Quarzkonglomerate und Fusulinenkalke des Oberkarbon. 6 Bellerophon-Schichten. 9, 10, 11 Werfener Schichten. 12 Plattenkalke mit Retzia trigonella. 14 Pietra verde. 15

obersilurische Bänderkalke (G. Geyer, Profil im Führer“ 19031 als “    Österreichs“, 1903) unter der Gartnerkofelscholle durchzuziehen, während cs

’    ] U G nei' Salgercn Vc^erfung an die genannte Scholle im Süden angrenzend gezeichnet wird.

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Tonschiefer oder Grauwackenschiefer, 7 Grödener Sandstein. 8 Dolomit der steinreiche

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nach einer späteren Auffassung (G. Geyer im

Die eingehendsten Studien über die Bildung der Salzablagerungen hat J. H. van’t Hoff mit seinen Schülern ausgeführt (Ozeanische Salzablagerungen, 1905, 1909, 1912). Aus dem Meere scheidet sich bei 25° C zuerst der Gips aus, dann Gips (beziehungsweise Anhydrit) und Steinsalz, im weiteren Verlaufe Anhydrit und Polyhalit, immer neben Steinsalz. In weiterer Entwickelung folgen Magnesiumsulfat, Kainit und Anhydrit, der auch während der Kieserit- und Carnallit-bildung anhält. Außer den genannten Salzen entstehen noch viele andere (Mg-, Na-, K- und Ca-Sulfate, seltener Chloride und Borate).

Fig. 331. Fusulina (ScJmagerina) Hoeferi Stäche, von Uggowitz im Kanaltale

(Kärnten).

Die Staßfurter Salzfolge (S. 329) weicht von der theoretisch (bei 25° C) gefundenen ab, woraus geschlossen wurde, daß die Temperatur im Staßfurter Absatzgebiete eine höhere gewesen sein müsse, etwa bis 50° C, zeitweise sollen Temperatursteigerungen bis Uber 72° geherrscht haben. Ähnliche Temperaturgrade sind in tieferliegenden Teilen von Salinen tatsächlich beobachtet worden. Solche Temperaturerhöhungen bedingen oft weitgehende Veränderungen in den Absätzen.

Die Dyasablagerungen der Ostalpen, und zwar sowohl nördlich als südlich von der kristallinischen Zentralzone, lassen im allgemeinen gleichfalls zwei Abteilungen erkennen: eine untere, aus Konglomeraten, Breccien und Sandsteinen (Verrucano und Grödener

Fig. 332. Spirifer Haueri Stäche aus dem Bellerophon-Kalke des Kreuzberges bei Sexten (Ansicht vom Wirbel aus).

Sandstein) und eine obere, aus Kalksteinen gebildete (Bellerophon-Kalk, Fig. 330). Auch in ihrem Verbreitungsgebiete treten Porphyre auf. Die größte Porphyrmasse Europas, jene von Bozen in Südtirol und die porphyrischen Gesteine von Lugano werden hierher gestellt und dem Rotliegenden zugerechnet.

Im Grödener Sandstein finden sich Landpflanzen (Walchien und Farne). Einem höheren Horizonte entsprechen die tonigen und hellen Schiefersandsteine von Neumarkt in Stidtirol (auch bei Recoaro, bei Fünfkirchen in Ungarn und im Banate auftretend) mit Ullmannia Bronni (VII. 4), Voltzia usw.

In den Karnischen Alpen setzen sich die Fusulinenkalke in die Dyas fort, mit dick aufgeblähten Fusulinen (Fusulina \Schivagerina\ Hoeferi Fig. 331), dann mit Beeten Hawni (VII. 17), Carnarophoria Schlotheimi (VII. 11) usw. Die sogenannten Trogkofelkalke in den Karnischen Alpen (Pontafel NW) enthalten neben Karbonarten: Productus semireticulcitus, com und anderen, auch Spirifer fasciger, Carnarophoria Schlotheimi, Schwagerina und Gyroporellen. Bei Neu-marktl in Oberkrain (südlich vom Loiblpasse in den Karawanken) wurden in gleichalterigen Kalken artinskische (s. unten) Ammoneen (Popanoceras Fig. 334) entdeckt. Die Trogkofelkalke würden den von den russischen Autoren als Permokarbon bezeichneten Schichten entsprechen, über welchen dann der Grödener Sandstein folgt (6, 7 in Fig. 330). Dieselben Kalke hat Gortani (1906) auch bei Forni-Avoltri (5 km westlich vom Trogkofel im Venetianischen) aufgefunden.

Die Bellerophon-Kalke Südosttirols sind Äquivalente des Zechsteins, sie liegen über den Grödener Sandsteinen und den Neumarkter Ullmannien-Gesteinen und enthalten Belleropzhon (B.peregrinus VII. 19), Turbonilla (VII. 20), Gervillia cf. keratophaga (VII. 18), Procluctus, SpiriferHaueri (Fig. 332), Streptorhynchus (St. Pichleri VII. 15), Orthis (0. ladina VII, 14), einzelne Ammoniten usw. Bellerophon-Kalk hat

E. Kittl auch in der Gegend von Sarajevo nachgewiesen.

In Rußland findet sich in den Ostseeprovinzen Zechstein, während im östlichen Gebiete die Permsche Entwicklung in gewaltiger Ausdehnung (mehr als 700.000 km*) auftritt. Im Donetzbecken sind, wie erwähnt (S. 324), Kalksteineinlagerungen vorhanden, die in den oberen Horizonten Zechsteinfossilien führen. Die Gliederung der osteuropäisch-uralischen Permformation ist die folgende. Zu unterst liegt über den oberkarbonen Fusulinenkalken die sandig-mergelige artinskische Stufe, mit gemischter Fauna, worunter die ersten Ammoneen; auch Kohle führende Schichten mit Walchia, üllmania usw. sind entwickelt. Darüber die Kungur-Stufe: Kalke und Dolomite mit gemischter Fauna. Beide Stufen bezeichnet man als das russische Permokarbon. Dann folgen rote Sandsteine, Schiefer und Mergel limnischer Natur, Kupfer führende Sandsteine und Konglomerate, Kalk mit mariner (Zechstein-) Fauna und zu oberst die limnische tatarische Stufe. Aus den mergeligsandigen Permschichten des Oka-Wolga-Beckens hat W. Amalitzkv (1892) eine große Anzahl recht verschiedener Anthracosien (Süßwassermuscheln) beschrieben (61 Arten). Als merkwürdigstes Ergebnis der Forschungen dieses (beim Aufstande 1905 erschlagenen) Mannes sei die

Auffindung jener Anthracosien neben Glossopteris indica und anderen Formen der indisch-afrikanischen Glossopteris-Flora (S. 316) und neben oberpermischen Arten im Suchona- und Dwinabecken (Nordrußland) erwähnt. In Mergeln und Sandsteinen entdeckte er in linsenförmigen Knollen die Reste großer Landsaurier, wie man sie bisher nur aus der südafrikanischen Karruformation kennen gelernt hat: Dicynodon (Fig.348, S. 344) und den noch absonderlicheren Pareiascmrus (Fig.337).

Fig. 333.

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Fig. 334.

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Fig. 333. Gyclolobus Stachel Gern.

Fig. 334. Popcmoceras multistriatmn Gern. Fig. 335. Gastrioceras Zitteli Gern. (Aus dem Yal Sosia auf Sizilien nach M. Gemellaro.)

Eine pelagische Fazies des Perm ist neuerlich in weiter Verbreitung erkannt worden. Auf Sizilien (im Sosiatale) wurden von M. Gemellaro (1887) Fusulinenkalke entdeckt, in welchen Ammoneen in großer Menge (54 Arten) enthalten sind; es sind die ältesten bis nun bekannt gewordenen (Fig. 333 bis 335).

Ähnliche Ablagerungen eines höheren Horizontes im älteren Oberperm finden sich dann in der Araxesenge bei Djulfa (in Russisch-Armenien), wo neben Productiden gleichfalls Ammoneen mit einfach

gezackten Loben auftreten. In Buchara (in Dar was) und vor allem in der vorderindischen Salt range (als oberste Stufe der dortigen Productus-Kalke) gibt es weitere Fundstätten dieser Art. Die letzteren Ablagerungen wurden von Fr. Noetling (1901) in eine große Anzahl von Zonen zerlegt und liegen über der schon erwähnten Talchir-Gruppe, den Blocklehmablagerungen mit gekritzten Geschieben, Bildungen, die auch in Kaschmir und besonders in Dekhan (hier bis 600 m mächtig als unterstes Glied der Gondwana-Formation in weiter Verbreitung) Vorkommen und Veranlassung zur Annahme einer paläozoischen Eiszeit (S. 317) gegeben haben. Die Blocklehme werden von Sandsteinen und Tonen bedeckt. Iu den unteren Zonen zeigen die auf diese folgenden Producius-K.2i\]s.Q noch viele Anklänge an das marine Karbon, in den oberen findet sich zuerst Bellerophon und dann zu oberst die Ammoneen. (Man vergleiche das auf S. 316 und 317 über die Glosso-ufem-Schichten Gesagte.)

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Fig. 336. Otoceras Woodwardi Griesbach. (Nach K. Diener, Lower Trias, Himalaja 1897). Aus den Otoceras-Schichten. Shalshal Cliff bei Rimkin Paiar.

(Etwa Vs nat. Größe.)

Die „Dwyka“-Konglomerate in Südafrika, an der Basis der Karruformation, sind gleichfalls als eine glaziale Blocklehmbildnng aufgefaßt worden. Ähnliche Blockablagerungen wurden auch in Südostaustralien (Victoria) und am Rio Grande do Sul im südlichen Brasilien beobachtet.

Im zentralen Himalaja haben K. L. Griesbach (1880) und

K. Diener (1897) über dem Karbon und Permokarbon das Vorkommen des oberen marinen Perm nachgewiesen. Über den obersten Horizont mit dem merkwürdigen Otoceras ( Ofoceras-Schichten) besteht aber

noch keine vollständige Übereinstimmung, ob diese Schichten oberstes Perm (Fr. Noetling) oder unterste Trias][(Griesbach-Diener) seien (Fig. 336).

Auch auf Timor und Rotti im Sunda-Archipel wurde die pelagische Entwicklung der permischen Formation festgestellt.

Am längsten bekannt sind die marinen Bildungen dieses Zeitalters aus Nordamerika, wo über dem produktiven Karbon, in Pennsylvanien und Virginien, Schichten mit Rotliegendarten folgen (Callipteris confer ta), neben oberkarbonen Formen. In Texas, Nebraska und Kansas fehlen dagegen diese terrestrischen Bildungen und über dem marinen Oberkarbon liegen sofort marine Übergangsbildungen

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Fig. 337. Pareiasaurus Baini Seely. Aus den Perm-Trias-Bildungen der Karni-formation von Tambor Fontain in Südafrika.

(Vso nat. Größe.)

Nach H. G. Seely (Phil. Transact., 1888) hat das Geschlecht gewisse Eigenschaften der Schädelbildung mit den Labyrinthzähnern gemeinsam. Die Verschmelzung der Beckenknochen erinnert an die Säugetiere. Die Wirbel lassen noch Reste der Rückensaite (Chorda dorsalis) erkennen.

und Kalke mit reichen Faunen, besonders vielen Brachiopoden (Pro-ductus Cancrini, Fecten Haivni VII. 11), mit Bivalven, mit Ammoneen, die sich auch an die in der artinskischen Stufe und auf Sizilien gefundenen anschließen, und anderen Formen.

Diese Verteilung der pelagischen Bildungen läßt vermuten, daß der damalige Ozean aus dem nordamerikanischen Siidwesten durch die europäischen Mittelmeerländer nach Indien und Timor, wo J. Wanner (1910) Ammoneen und viele andere Formen nachgewiesen hat, bis gegen die Südsee gereicht habe (Jünnan und Nanking), mit meridionalen Ausläufern in der Richtung des heutigen Felsengebirges und des Urals.

Drittes Zeitalter.

Die mesozoische Periode oder das Mittelalter der Erde.

Diesem Hauptabschnitte in der geologischen Entwicklungsgeschichte der Erde gehört die Reihe der sogenannten sekundären Formationen an, deren man in der Regel drei zählt, nämlich: die Trias-, die Jura- und die Kreideformation. Es wechseln in denselben in bunter Reihenfolge Süß- und Salzwasser-, Land-, Ufer- und Tiefseebildungen. Eruptive Gesteine sind mit Ausnahme des ersten Abschnittes (der Trias) seltener, so daß die mesozoische Periode in dieser Beziehung als eine Zeit verhältnismäßiger Ruhe erscheint. Die Verbreitung der sekundären Formationen deutet auf eine der paläozoischen Periode gegenüber wesentlich veränderte Verteilung von Wasser und Land. (Man vergleiche die geologischen Ivartenbeilagen.)

Ein Profil, welches alle mesozoischen Formationen in regelmäßiger Aufeinanderfolge darbietet, ist jenes in der Gegend von Hannover (Fig. 338). Ähnlich so verhält es sich auch im südwestlichen Deutschland (Fig. 339) und in England (Fig. 340).

In bezug auf die Entwicklung der organischen Welt läßt sich das dritte Zeitalter kurz in folgender Weise kennzeichnen. Unter den Pflanzen sind Sigillarien und Lepidodendren gänzlich und für immer verschwunden; an deren Stelle treten in der Trias neben die fortlebenden Farnkräuter und Schachtelhalme die einfachsten Blütenpflanzen: Cycadeen (Sago- oder Zapfenpalmen) und Coniferen. Im Jura erscheinen die Monocotyledonen: Pandaneen und in der Kreidezeit neben Palmen auch schon die ersten Vertreter der ausgebildeten Blütenträger der Jetztwelt: Laubbäume und Sträucher (Dicotyledonen), z. B. immergrüne Eichen, Kastanien, Platanen usw. Was die Tiere anlangt, sind in der Klasse der Gliedertiere die Trilobiten ausgestorben, langschwänzige Krebse (Macruren) werden dafür sehr häufig, auch die Krabben (Brachyuren) stellen sich ein. Am reichsten gestaltet sich die Klasse der Weichtiere aus; unter ihnen erreichen die Cephalopoden in den Ammoniten und Belemniten („Donnerkeilen“) ihre höchste Blüte. Bei den Fischen treten liomo-cerke (symmetrisch-schwänzige) Schmelzschupper an die Stelle der heterocerken und erscheinen die ersten wahren Knochenfische. Am bezeichnendsten für das Mittelalter der Erdgeschichte werden aber unter den Wirbeltieren die Reptilien und unter ihnen die Saurier. Die höchsten Ordnungen der Wirbeltiere zeigen sich nur in den ersten Spuren von Vögeln, und zwar bezahnte Formen, und von Säugetieren aus der Unterklasse der Beuteltiere.

3. Kreideformation oder das a?

(Quadersandsteingebirge.

Die sekundären Formationen lassen sich in folgender Weise

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der ersten Laubhölzer.

b) Obere Abteilung. (Sandsteine, Ton- und Kalk-mergel, Kalke, weiße Sehreibkreide mit Feuersteinen usw.) Pläner und Quader Sandstein. Gosauformation und Hippuriten-kalk der Alpen.

Belemniten und Ammoniten sterben aus.

Rudisten: Hippurites cornu, vaccinum.

a) Untere Abteilung. (Kalke, Sandsteine, Tone, Mergel.)

Erste Laubhölzer.

Die Wälder ton formation (engl. Wealden).

Große Landsaurier (Dinosaurier: lgtianodon usw.)

2. Juraformation oder das Oolithgebirge.

Zeitalter der Ammoneen und Belemniten, der Fisch- und Flugsaurier.

e) Obere Abteilung. Malm oder weißer Jura (Tonmergel, Kalke, Kalkoolithe, Korallenkalke, Dolomite).

b) Mittlere Abteilung. Dogger oder brauner Jura (Kalke, Sandsteine,Tone, Mergel, Rot- und Brauneisenoolithe).

a) Untere Abteilung. Lias oder schwarzer Jura (Kalke, Sandsteine,Tone,Mergel und bituminöse Schiefer).

Knochenfische, Schildkröten, Flugechsen (Pterodaetylus) und der Eidechsenvogel (.Archaeopteryx). Riffbauende Korallen und Spongien (Seeschwämme).

Kleine eplacentale Säuger im englischen Dogger. Die größten Belemniten.

1. Triasformation oder das Salzgebirge.

Zeitalter der großen Froschsaurier (Panzerlurche) und der ersten Säugetiere.

Grenzschichten gegen den Jura. (Knochenbett [Bonebed], Mergelkalke und Sandsteine.)

c) Obere Abteilung. Lettenkohle und Keuper. Hauptdolomit, Hallstätter- und Dachsteinkalk (Sandsteine, bunte Mergel, Gips, Kalk und Dolomit).

Pentacriniten, Belemniten, Ammoniten und Meeressaurier (.Ichthyosaurus, Plesiosaurus). Kryptogamen, Coniferen und Cycadeen.

Microlestes antiquus

(ältester Säugetierrest).

Froschsaurier (Mastodon-sauras) und Krokodile (Belodon).

In den Alpen großartige Entwicklung von Korallenriffen und Ammonitenkalken.

b) Mittlere Abteilung. Muschelkalk (Kalke, Dolomite, Mergel, Gips- und. Steinsalzlager).

Die Seelilie (Encrinus lilii-formis), langschwänzige Krebse, Meeressaurier (Notho-saurus).

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a) Untere Abteilung. Buntsandstein. Werfener Schiefer der Ostalpen (Konglomerate, Sandsteine und Mergel).

3. Aufl.

Riesige Schachtelhalme, Zapfenpalmen (Cycadeen) u. Nadelhölzer; Fährten von Froschsauriern (Labyrinthodonten).

22

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Krohnsberg

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Fig. 838. Profil durch die mesozoische Schichtenreihe in der Gegend von Hannover. (Nach Heinr. Credner und E. Kays er.)

1 Buntsandstein. 1 a Hot. 2 Muschelkalk. 3 Keuper. 4 Lias. 5 Brauner Jura. 6 Weißer Jura. 7' SerpUlit. 7 Hils. 8 Gault. 9 Cenoman. 10 Turon. 11 Senon. 12 Quartiär.

Kheintal Odenwald

Jagst

Hohenstaufen

Donau

Fig. 339. Profil durch die Trias- und Juraformation vom Odenwald bis zur Donau.

(Nach E. Kayser.)

1 Quartär. 2 Gneis und Granit. 3 Buntsandstein. 4 Muschelkalk. 5 Keuper. 6 Lias. 7 Dogger.

8 Malm.

London

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Fig. 340. Profil durch die mesozoische Schichtenreihe Englands, von London über Oxford bis Dudley. (Nach W. Gümbel.)

1 Obersilur. 2 Neuer roter Sandstein (Trias: Buntsandstein) und Keuper. 3 Rhät. 4 Lias. 5 Unter-oolith (Dogger). 6 Oberoolith (Malm). 7 Neokom. 8 Gault. 9 Obere Kreide. 10 Eocän.

1. Die Trias.

Die Bezeichnung- „Trias“ ist nach den Verhältnissen im südwestlichen und mittleren Deutschland gegeben worden, wo man eine untere Sandsteinformation (Bunt sand stein), eine mittlere Kalk-(Muschelkalk) und eine obere Sandstein-Letten-Schichtenfolge (Keuper) scharf zu unterscheiden vermochte.

In bezug auf die Ausbildungsweise der Triasformation in verschiedenen Verbreitungsgebieten lassen sich weit größere Unterschiede erkennen als bei den Formationen der paläozoischen Zeit.

In Süd- und Mitteldeutschland besteht die Triasformation tatsächlich aus den drei genannten Gliedern, aus dem Buntsandsteine, der auf dem Zechstein ruht, aus dem Musclielkalke, welcher das mittlere Glied bildet, und aus der Lettenkohle mit dem Keuper, welcher von der jurassischen Formationsgruppe überlagert wird. Die

Ablagerungen tragen den Charakter von wenig tiefen Mittelmeeren sowie von Strand- und Landbildungen an sich („Germanische Trias“).

In den Alpen dagegen finden wir die Trias, abgesehen von der untersten dem Buntsandstein entsprechenden Abteilung, demWerfener Schiefer, der auf gleiche Weise entstanden sein muß, hauptsächlich in der Form mächtiger Kalk- und Dolomitmassen entwickelt (Fig. 341), welche einen Hauptanteil an dem Aufbaue der nördlichen und südlichen Kalkzone der Ostalpen nehmen („Alpine Trias“). In den Nordalpen schließt die Trias Salzlager ein (jene von Ischl, Aussee, Hallstatt, Hallein, Reichenhall, Berchtesgaden und Hall in Tirol). In bezug auf die stratigraphischen Verhältnisse der Salzkörper in der alpinen Trias bleibt noch manches zu wünschen übrig. Dieselben dürften wenigstens zum Teil dem Horizonte der Werfener Schiefer angehören. Gerade in der Region der großen Salzstockmassen sind die tektonischen Verhältnisse überaus verwickelt (Fig. 342, S. 342). — In der mittleren Trias der südlichen Kalkzone finden sich auch Eruptivgesteine, vor allem Porphyre und Porphyrite, in verschiedener Ausbildung und zum Teil in Verbindung mit mächtigen Tuffmassen. Die Fossilreste der Kalke deuten vielfach auf Meeresablagerungen pelagischer Natur hin. Kovallenriffbildungen spielen dabei offenbar eine wichtige Rolle (Fig. 343, S. 342).

Was die stratigraphische Gliederung der Triasformation anbelangt, so dürfte dieselbe aus der beistehenden Übersichtstabelle im Zusammenhalte mit den Profildarstellungen (Fig. 342 bis 347 und jene der alpinen Trias) ganz gut ersichtlich werden. Die Feststellung der faziell verschiedenen gleichzeitigen Ablagerungen bereitet in einzelnen Fällen nicht unbedeutende Schwierigkeiten.

Die deutsche (germanische) Trias ist teils Festland-, teils, besonders in der mittleren Abteilung, eine Binnen- und Seichtmeerbildung. Sie ist im südlichen und mittleren Deutschland in weiter Erstreckung auf das genaueste studiert. (Man vergleiche die Einzeichnung auf der geologischen Karte von Mittelund Westeuropa.) Dieselbe Entwicklung reicht einerseits durch Oberschlesien bis nach Polen (z. B. in das Krakauer Gebiet, Fig. 347, S. 343), andererseits aber durch Luxemburg und den Westhang der Vogesen nach Frankreich bis ins Gebiet des französischen Zentralplateaus. In kleinen Entblößungen sehen wir sie auch in der Mark (z. B. Rüdersdorf bei Berlin), bei Lüneburg usw. aus der diluvialen Decke heraustreten, was auf eine weite Verbreitung hindeutet. Sie ist aber auch in England (Fig. 340) in verhältnismäßig einfacherWeise als Upper New Red Sand stone-Formation (Oberer neuer roter Sandstein) und

22*

Gliederung der Triasformation.

Außeralpines

Deutschland

Nordalpen

Südalpen

Stufen

bezeichnung

Oberer Keuper (Rhät)

Estherienschichten in Ober- Ckoristoceras-M&cgd

Kössener Schichten und Lithoderdron-Kalk (Rhfitischer Dachsteinkalk)

Starhemberg-Sch.

Schlesien I Pflanzenführender Sand-stein in Franken I Sandsteine und Tone mit ! Avicula contorta (Bonebed(m.iHto⁻ototes usw.)

Kössener Schichten (Schichten von Azzarola)

Obere kalkarme Gruppe

Rhätische St. (Kössener Schichten)

(Schichten mit Avicula contorta)

Mittlerer

oder

Gipskeuper

Obere bunte Mergel (Zan-eZodow-Schichten) Stubensandstein mit Belodon (Semionotus- S andst ein) Gipsführende und gipsfreie Mergel

Schilfsandstein mit Pflanzen Bunte gipsführende Mergel (Corbula, Myophoria rai-blana usw.)

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Norische Kalke

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Oberer Gyroporellenkalk

3 Dachsteink.

mit Einlag. ® v,Hallstätter I Kalk p Asphaltai schiefer von & Seefeld

Unterer Keuper („Kohlenkeuper“) oder

Lettenkohlen

gruppe

Oberer oder Haupt-Muschelkalk

Grenzdolomit (Nothosaurus, Mastodon-saurus)

Bunte Mergel Lcttenkohlensandstein mit Pflanzen und lokal mit Kohlen Mittlerer Dolomit GelblicherKalk m. Ceratodus Graue Schieferletten Unterer Dolomit (Kalk oder Mergel)

Dolomite in Schwaben und in den Vogesen Kalk mit Ceratites nodosus

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Hauptdolomit

Haupt-Dachstein-Kalk

Obere Kalkgruppe

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&» KeingrabenerSchief. 'S mit Halobia rugosa § und Amm. floridus

Torer- und Heiligenkreuzschichten

Raibler- und Schlern-plateauschichten

Mittlere kalkarme Gruppe

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(Die Fazies der Lunzer Sandsteine fehlt in den Südalpen)

Karnische

Stufe

nach Bittner

Aonschiefer

Wettersteinkalk Part nachschichten Keiflinger Kalk

Encriniten-(Trochiten-)Kalk

Mittlerer

Muschelkalk

(Anhydritgruppe)

Unterer

Muschelkalk

oder

Wellenkalk

Dolomitische Mergel Zellendolomit (Anhydrit, Gips, Steinsalz) Orbicularis- Schichten Wellenkalk mit Terebratelbänken und Schaumkalkeinlagerungen Wellendolomit

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'Cephalopoden- £ o 5 kalk    w p

der Schreyer- 3 aim, von Groß-Keifling und Reutte

Brachiopodenkalke

Bleiberger Schiefer mit Amm. floridus

Fischschiefer v. Raibl

St. Cassian. 3 x M undWenge- 3«’S3 ner Sch. 3 g g -3

(Augitpor-phyrite und <5 'S £ ihre Tuffe) 3||g^

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Lunz-Raibler

Gruppe

Untere Kalkgruppe

Buchensteiner Schichten g

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Brachiopoden- m3 Sen > £ à.

Ladinische

Stufe

nach Bittner

Alpiner Muschelkalk

Gnrtensteiner und Y Reichenhaller Kalk

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Recoarokalk w . Crinoiden- (Da- 11 docrinus-) KalkJ £ ^ UntererMuschelkalk g von Judicarien 5

Recoarostufe

(Anisische Stufe)

Oberer Bunt-

Sandstein (Röt)

Bunte (unten gipsführende) Mergel mit Myophoria costata

Werfener Schichten

Untere kalkarme Gruppe

Mittlerer Bunt- Chirotherien-Voltzien-Sand-stein (Meiningen,Würzburg)

Sandstein

(Hauptbuntsand- Grobkörnige und feinkörnige Stein)    Sandst. (Vogesensandst.)

Rote(od. weiße) feinkörnige, tonige Sandst. m. Rogensteineinlagerungen (fehlt in d.Vogesenu. i. Saargebiete)

Unterer

Buntsandstein

Mergelig-kalkige

Schichten mit Naticella costata und Myophoria costata

Sandig-tonige Schiefer mit Pleuromya Fas-saensis

Campilerschichten mit Naticdla costata Alpiner Bunt-und Ceratites (Tiro- Sandstein Utes) Cassianus

Werf ener St.

Seiserschichten mit Pseudomonotis (Scythische Stufe)

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Fig. 341. Der Schlern-Dolomit des „Rosengartens“, vom Schiern aus gesehen.

(Wach einer Photographie.)

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in der Form yon bunten, Gips und Salz führenden Mergeln (Keuper) entwickelt, wobei jedoch die Kalksteinfazies des Muschelkalkes fehlt. Auch in Nordamerika, und zwar in den inneren Staaten, zwischen dem Felsengebirge und den Alleghanies, finden sich Äquivalente des englischen Neuen roten Sandsteines mit Kalkeinlagerungen. Steinkohlenflöze und Sphärosiderite geben ihnen eine gewisse volkswirtschaftliche Bedeutung. Im Connecticuttale und in New Jersey hat man in diesen Schichten Pflanzen- und Ganoidenreste aufgefunden. Sandsteine mit Wellenschlagfurchen (Ripple marks, Fig. 197, S. 215) mit den Spuren von Regentropfen (Fig. 198, S. 216) und Fährten (vgl. VIII. 2) großer Wirbeltiere (Saurier) sind lange nachgewiesen. Die Neue rote Sandsteinfazies ist auch aus Südamerika (Argentinien) und vom Kaplande bekannt (wenigstens ein Teil der schon erwähnten Karrusandsteine gehört hierher, „Beaufort- und Stormberg-Sehichten“).

In den Beaufort-Schichten wurden sehr auffallende Saurierreste entdeckt, von welchen nur das schon erwähnte Dicynodon (Fig. SSS)^/^ angeführt werden soll, das in seinem Oberkiefer zwei große Eckzähne besitzt, während die vorderen Kieferteile an jene der Schildkröten erinnern. Der mittlere Teil der Gondwana-Schichten im Dekhan-Gebiete, der Pflanzenreste und Steinkohlen führt, gehört gleichfalls hierher sowie auch gewisse Bildungen („Angara-Schichten“) im Tien-Schan.

Der Bunt sands tein.

In Deutschland konnte der Buntsandstein (200 bis über 1000 m mächtig) in drei Abteilungen gebracht werden, die wieder weiter gegliedert wurden. Es ist eine wohlgeschichtete Gesteinsreihe, in der häufig rotbraune, gelbe, weiße oder bunt geflammte Quarzsandsteine die Hauptrolle spielen. Die festgebundenen Sandsteine liefern ein vortreffliches Baumaterial, wie die Kirchen- und Schloßbauten in Süd- und Westdeutschland beweisen. Tone, Tonmergel und Konglomerate treten hie und da auf, auch Rogensteineinlagerungen, bei welchen die einzelnen radialfaserigen Kalkkörner in einem tonigen Bindemittel liegen. Gips- und Steinsalzeinschlüsse finden sich (Fig. 346).

Von den organischen Überresten ist das Vorkommen von Kieselschwämmen (Ukizocorallium) und vieler Bivalven, z. B. Gervillia sodalis (VIII. 12), Myophoria vulgaris (VIII. 3) zu erwähnen. Im Röt (dem oberen Buntsandstein) tritt Myophoria costata (VIII. 4) oft in großer Menge auf. In gewissen Schichten, sehr schön am Heßberge bei Hildburghausen im mittleren (Haupt-) Buntsandstein, finden sich auf den Schichtoberflächen die Fährten von Chirotherium, einem Labyrinthodonten (VIII. 2). Bei Bernburg wurden Schädel eines anderen Labyrinthodonten (Trematosaurus) aufgefunden. In Schlammabsätzen

(Mergeln und Schiefertonen) liegen Pflanzenreste, z. B. Yoltzien (F. heteropliylla VIII. 1), Farne und Equiseten.

Beim unteren und mittleren Buntsandstein hat man auf eine ähnliche Entstehung geschlossen, wie sie oben (S. 304) für das „Old

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Fig. 342. Durchschnitt durch den Salzstock \on Hallstatt.

(Nach einer bildlichen Darstellung durch die Werksdirektion.) a Gebirgsschutt. b Jurakalk, c Dachsteinkalk, d Lebergebirge und Anhydrit, e Werfener Schiefer. / Bituminöser Kalk und Anhydrit, g Ausgelaugtes „Haselgebirge“ (wasserundurchlässige Hülle des Salzkörpers), h „Haselgebirge“ mit Steinsalz, Anhydrit usw.

1 In der Lahn. 2 Kudolfsturm. 3 Kaiser Franz Josef-, 4 Kaiserin Maria Theresia-, 5 Kaiser Josef-, 6 Kaiser Maximilian-Stollen. 7 und 8 Wasserstollen.

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Fig. 843. Das „Richthofen-Riff“ und der Sett Sass vom Sattel „Forcella di Sett Sass“. (Nach einer Photographie von G. Egger und einer Zeichnung von E. v. Mojsisovics.)

1KS = Wengener Schiefer. CM = Mergel der Schichten von St. Cassian. CR — Cassianer Kalk („Cipitkalk“). RD = Dolomite des Kichthofenriffes (links) und des Sett Sass (rechts).

Red“ geschildert wurde (äolische Absätze). Auch die Eisenfärbung würde dafür sprechen (Eisenoxydfärbung der Wüstensande). Ähnlich wird es auch für die Sandsteine des Keuper angenommen.

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Fig. 344. Profil durch die Trias am Siidabhange des Odenwaldes.

(Nach E. W. Ben ecke.)

1 Buntsandstein. 2 Wellenkalk. 3 Anhydritgruppe. 4 Oberer Muschelkalk. (2—4 Muschelkalk.) 5 Lettenkohle. 6 Mergel und Gips. 7 Keuperwerkstein. 8 Bote Mergel. 9 Bunte Mergel und Kieselsandstein. 10 Knollenmergel. 11 Bonebedsandstein. (5—11 Keuper.)

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Fig. 845. Profil durch die Trias in Elsaß-Lothringen. (Nach É. de Beaumont.)

1 Vogesensandstein. 2 Oberer Buntsandstein (Voltziensandstein). 3 Muschelkalk. 4 Keuper.

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Fig. 346. Profil durch die Trias von Ober-Heldrungen in Thüringen.

(Nach Era. Kay ser.)

1 Unterer Buntsandstein mit (2) Bogensteinlagern. 3 Mittlerer Buntsandstein. 4 Böt. 5 Wellenkalk mit (6) Schaumkalklagern. 7 Mittlerer Muschelkalk. 8 Trochiten-, 9 Nodosenkalk. 10 Kohlenkeuper. 11 Grenzdolomit. 12 Gipskeuper mit (13) Gipslagern. 14 Steinmergel. 15 Diluvium.

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Fig. 347. Profil durch die Trias des Krakauer Gebietes. (Nach C. Fallaux.)

1 Steinkohlenformation. 2 Buntsandstein. 3 Alyophorienkalk. 4 Wellenkalk. 5 Erzführender Kalk. 6 Dolomite und Oolithe. (5 und 6 Mittlerer Aluschelkalk.) 7 Dolomitmergel. 8 Dolomit. (7 und 8 Oberer Aluschelkalk.) 9 Keuper. 10 Brauner Jura. 11 Unterer, 12 Alittlerer weißer Jura.

Der Muschelkalk,

im Mittel etwa 300 in mächtig, wurde gleichfalls in drei Abteilungen gegliedert. Der untere Muschelkalk oder Wellenkalk Deutschlands ist in den tieferen Lagen dolomitisch, dünn geschichtet mit welligen Schichtflächen; nach oben stellen sich kugelig-löcherige Kalke, die Schaumkalke, ein (guter Baustein). Der mittlere Muschelkalk (Anhydrit-

gruppe) besteht aus dolomitischen Rauchwacken (Zellendolomit), dolomitischen Mergeln, Salzton, und umschließt Salz und Gips (in Thüringen, in Schwaben bei Friedrichshall usw.). Der obere Muschelkalk (Tr och it en-, Friedrichshaller und Nodosenkalk) ist in einzelnen Lagen ganz besonders reich an Versteinerungen.

Was die Fossilreste des Muschelkalkes anbelangt, so seien nur wenige, besonders bezeichnende oder auffallende angeführt. Myophorien (Jf. vulgaris VIII. 3, M. orbicularis VIII. 13, „Orfo'cwfom-Schichten“ u. a.), Gervillien (G. costata VIII. 11), Pecten laevigatus (VIII. 15), Terebratula vulgaris (VIII. 17); Lima tritt in allen Horizonten auf.

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Fig. 848. Dicynodon lacerticeps Owen.

Beptil aus der Trias von Südafrika (Karruformation). Zwei große Hauzähne (wurzellos) im Oberkiefer, sonst zahnlos; mit schildkrötenartiger Schnauze. (V2 natürl. Größe.)

Im Hauptmuschelkalk sind Encrinus liliiformis (VIII. 20, „Trochiten-kalk“, der aus zahlreichen Stielgliedern besteht) und Ceratites nodosus (VIII. 24, „Nodosenkalk“) Leitfossilien. Von Nautilus kennt man Schalen und Kiefer (Rhyncholithes hirundo VIII. 23). Von eigentümlichen Formen sei weiter erwähnt ein langschwänziger Krebs, Pemphix Sueurii (IX. 15). In einzelnen Schichten (Muschelkalk-Bonebed) finden sich Fischzähnchen, z. B. Saurichthys (IX. 7), recht häufig. Von Reptilien sind Placodus gigas (IX. 5) und Nothosaurus mirabilis (IX. 3) anzuführen.

Der Muschelkalk ist an manchen Punkten reich an Eisen-, Blei-und Zinkerzen, so z. B. im oberschlesischen und im Krakauer Gebiete (Fig. 347, S. 343), wo neben den anderen bezeichnenden Fossilien auch Gvroporellen (Gyroporella anmdata X. 19) Vorkommen.

Der Keuper

besteht in der unteren Abteilung, der Lettenkohlengruppe, vorwaltend aus bunten Tonen („Letten“), Mergeln und pflanzenführenden Sandsteinen, welche örtlich (in Schwaben und Franken) ein kleines Kohlenflözchen umschließen. In Thüringen treten darunter Dolomite und Mergel, in Württemberg dolomitische Kalke auf. Das Hangende

bildet der „Grenzdolomit“ mit Myophoria Goldfussi (ähnlich der M. costata des Röt). Unter diesem liegt in Württemberg ein gelblicher, dolomitischer Kalk mit Ceratodus (IX. 10 und Tafelerklärung). Von den Pflanzenresten (IX. 16—18) seien genannt: Equisetum arenaceum (IX. 16), Danaeopsis marantacea (IX. 18). Die Fauna ist ärmlich und erinnert an jene des Muschelkalkes: Gervillia socialis und G, subcostata. Von höheren Tieren finden sich außer Fischzähnchen Nothosaurus und Mastodonsaurus (IX. 1).

Der mittlere Keuper, der Haupt- oder Gipskeuper, wird von bunten, im unteren und mittleren Teile gipsftihrenden Mergeln gebildet, zwischen welchen sich die pflanzenführenden „Schilfsandsteine“ mit Equisetum columnare und Pterophyllum Jägeri (IX. 17) und in Schwaben der weiße, mürbe „Stubensandstein“ eingeschaltet finden. In Oberschlesien und Polen enthält er Kohlenflöze, ein Steinkohlenflöz im Eggegebirge (Westfalen). In Thüringen (und in Franken in einer Quarzitbank) treten die alpinen Arten: Corbula Rostborni (X. 15) und Myophoria Raiblana (= M. Kefersteini Mnstr. X. 12) auf. Von höheren Tieren wären anzuführen: in Nordfranken Fischreste (Semio-notas), im Stubensandstein Belodon Kapffi, ein großer, dem Krokodil verwandter Saurier (IX. 8), und eine kleine Panzerechse, Aëtosaurus ferratus (IX. 12). Der oberste Knollenmergel Württembergs lieferte Reste eines riesigen Sauriers aus der Gruppe der Dinosaurier: Żaneto don. Großartige Wirbeltierfunde wurden im oberen Mittelkeuper bei Halberstadt gemacht. Etwa 40 zum Teil fast vollständige Dinosaurierskelette, Reste von Belodonten, Schildkröten und Fischen, große Zähne von Ceratodus und anderes wurde bis jetzt ausgegraben. (0. Jaekel, paläont. Zeitschr. 1913—1916.)

Der obere Keuper (das Rliät, nach dem alpinen Vorkommen so genannt, oder die Zone der Avicula contorta) besteht aus Sandsteinen und Tonen (Lettenschiefern); die ersteren mit einer sehr eigenartigen Bivalvenfauna: Avicida contorta (XI. 11), Gervillia praecursor, Protocardium rhaeticum usw. Erwähnt seien auch die massenhaft verbreiterten, kleinen Schälchen eines Blattfußkrebses, Estheria minuta, (IX. 14). Als besonders auffallende Erscheinung tritt in Württemberg und Franken (aber auch in England und Nordamerika) eine nur wenige Zentimeter mächtige Lage von Knochen, Zähnen und Koprolithen von Fischen und Reptilien auf: das Bone bed der englischen Geologen („die schwäbische Kloake“ Quenstedts). Bei Stuttgart und in England fanden sich hierin die bis nun ältesten Säugetierreste: Backenzähnchen von Microlestes antiquus (IX. 11). Fauna und Flora des oberen Keuper zeigen Ähnlichkeit mit jenen des untersten Lias, daher er auch Infralias genannt wurde. In Schonen (Sudschweden)

wird die Zone der Avicula conforta in mitteleuropäischer Ausbildung* über 200 711 mächtig (mit Kohlenflözen).

Eine der deutschen Trias ähnliche Entwicklung zeigt, wie schon erwähnt wurde, die Trias des Krakauer Gebietes (Fig. 347, S. 343).

Die alpine Trias

besteht vorwaltend aus pelagischen Bildungen und wurde zuerst in den Ostalpen und Karpathen genau studiert. Das Studium ist nicht wenig erschwert durch die großen tektonischen Störungen, welchen die alpine Trias zusammen mit den überlagernden Formationen, in den Kalkzonen der Ostalpen, infolge der gebirgsbildenden Vorgänge ausgesetzt war: Zertrümmerungen, Faltungen, Verschiebungen und Überschiebungen, die bei der Betrachtung der Profile aus den Alpen ersichtlich werden (z. B. Fig. 349 bis 355).

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Fig. 349. Profil durch die Region der Val Sugana-Briiche.

(Nach F. E. Sueß, E. v. Mojsisovics und A. Rothpletz. — Aus K. Diener: „Bau und Bild von Österreich“ 1903.)

1 Quarzphyllit. 2 Granit (Überschiebung). 3 Grödener Sandstein. 4 Bełlerophoń-Kalk. 5 Werfener Schichten. 6 Mergelkalk. 7 Schlerndolomit. 8 Baibier Schichten. 9 Dachsteinkalk. 10 Lias. 11 Oberer Jura. 12 Biancone. 13 Scaglia. 14 Älteres Tertiär. 15 Schioschiefer. 16 Miocän.

Ähnliche Ablagerungen haben sich jedoch später auch im Himalaja, und in der Salt Range und vielfach in Zentral- und Ostasien sowie in den Gebirgsländern um den Pazifischen Ozean, und zwar einerseits in Alaska, Britisch-Columbien, Californien sowie in Idaho, Nevada und in Peru, andererseits auf Japan, auf Rotti und Timor im Sunda-archipel, in Neuseeland und auf Neucaledonien, dann auf Spitzbergen und in Sibirien wiedergefunden. Aber auch in Spanien, auf Sizilien, in der Dobrudscha, am Marmarameere (Golf von Ismid) und nordöstlich von Edremit in Kleinasien haben sich deren Äquivalente nachweisen lassen.

Man hat in den Ostalpen zwei solche Hauptkalkzonen unterschieden: eine nördliche, Uber der sogenannten „Grauwackenzone“ sich aufbauende, und eine südliche, die sich vom Comosee bis in das Gebiet an der oberen Save verfolgen läßt. Das Studium der alpinen

Trias hat in der südlichen Kalkzone, in Südosttirol (St. Cassian) und im Venezianischen (Recoaro, im NW von Vicenza) seinen Anfang genommen.

Eine der augenfälligsten auf der Karte klar hervortretenden Störungen verläuft im Gebiete westlich von der Etsch: die „Judicarien-linie“. Eine noch gewaltigere liegt im oberen Talgebiete des Po, wo die westliche Fortsetzung der südlichen Kalkzone fehlt; sie ist an einer, etwa vom Südende des Gardasees bis zum Comosee verlaufenden Abbruchlinie in die Tiefe gesunken.

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Fig. 350. Durchschnitt durch die Gailtaler Alpen in Kärnten.

(Nach G. Geyer, Jahrb. der k. k. geol. Reichsanst., 1897.)

1 Gneis. 2 Glimmerschiefer. 3 Quarzphyllit. 4 Verrucano. 5 Quarzporphyr. 6 Grödener Sandstein. 7 Werfener Schichten. 8 Muschelkalk. 9 Wengener Schichten. 10 Wettersteinkalk. 11 Cardita-

Schichten. 12 Hauptdolomit.

Die Judicarienbruchlinie zieht sich nahe dem Adamellostocke aus SSW gegen NNO. Man wird versucht, nach dem Kartenbilde anzunehmen, es sei der östlich gelegene Teil der Kalkzone an dieser Bruchlinie nach Norden vorgeschoben worden. Der der Judicarienlinie zunächst liegende Teil der Kalkzone, das Gebiet der sogenannten „Etschbucht", bis an die gewaltige Porphyrmasse von Bozen und an die kristallinische Aufbruchsinsel der Cima d’Asta reichend, gibt sich als ein Faltengebirge zu erkennen, mit zu jener Linie im allgemeinen parallel laufender Streichungsrichtung der Antiklinalen und Synklinalen, wobei zugleich ein Absinken der ganzen Faltenzone vor sich gegangen sein dürfte. Östlich davon zeigt sich ein vorwaltend von W und WSW gegen 0 und ONO gerichteter Verlauf der Faltungsund Störungslinien, annähernd parallel einer Bruchlinie, die etwa dem orographischen Südrande der Kalkzone parallel verläuft, wobei es aber zu mehrfachen Scharungen und zur Bildung mancher transversal oder meridional verlaufender Störungsrichtungen und zu vielfachen Zer-stückungen des Gebirgskörpers gekommen ist. Eine Hauptstörungslinie bildet hier die Val Sugana-Linie, südlich von der Cima d’Asta-Masse (Fig. 349 nach F. E. Sueß und anderen Autoren).

Nördlich von dieser weit nach Osten, bis in die Julischen Alpen, reichenden Zone, an welche sich südwärts das gegen SO streichende Dinarische Gebirge anschließt, tritt in einem langen Streifen ein Aufbruch von gefalteten kristallinischen Gesteinen im Gailtale zutage, das hier einer etwa 100 km langen Bruchlinie folgt, an welchen nördlich ein Kalkzug angepreßt ist, der aus dem oberen Pustertale, weithin durch das Drautal begrenzt, nach 0 zieht: die Gailtaler Alpen. Südlich von dem Aufbruche verläuft der Zug der Kar-nischen Alpen und der Karawanken. Karl Diener hat („Bau und Bild Österreichs“ 1903) dieses ganze Kalkgebirge als den „Drauzug“ bezeichnet. Die Gailtaler Alpen zeigen Schichtfolgen ganz ähnlich jenen in den Nordalpen. Die eine der Schollen ist jene von Lienz. EineVorstellung der Auffassung des Aufbaues kann Fig. 350 (S. 347) nach G. Geyers Aufnahme (1897) geben. Die Fig. 330 (S. 330) gibt dagegen eine Vorstellung von der Schichtfolge in den Karnischen Alpen. Auffallend gegenüber den nördlichen Kalkalpen ist die Entwicklung der die Trias unterlagernden paläozoischen Bildungen, die in der südlichen Zone eine viel größere Mächtigkeit und Mannigfaltigkeit erreichen, während sie in der nördlichen Kalkzone nur am Fuße der den Südrand bildenden Abbrüche eine viel weniger

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beträchtliche Mächtigkeit und eine einfachere Gliederung aufweisen. Eine treffliche Vorstellung über den geologischen Bau des Gebietes südlich vom Kamme der Karawanken durch das Feistritztal bei Neu-marktl in Krain gibt das von Fr. Teller entworfene Profil (Fig. 351).

Der tektonische Bau des östlichen Teiles der nördlichen Kalkzone ist von, der Hauptsache nach von West (etwas in Süd) gegen Ost (etwas in Nord) verlaufenden, durch Quer- und Transversalbrüche zerstlickten Hauptstörungslinien beherrscht. Eine dieser Längslinien verläuft von Mödling (Wien S) durch die Brühl Uber den Ötscher bis nach Altenmarkt an der Enns, eine zweite von Admont über Hieflau, nördlich vom Hochschwab bis in die Gegend von Mariazell und weiter von Mariazell bis Puchberg am Schneeberg; eine der Hauptquerstörungen von Scheibbs über Mariazell. Außerdem gibt es noch viele weniger beträchtliche Störungen. Der Ostrand von Gloggnitz bis Wien ist durch die transversal verlaufende „Thermenlinie“ bezeichnet, am Westrande des Einbruchsgebietes der Wiener Bucht.

Eine Vorstellung über den tektonischen Bau und die stratigraphische Gliederung der nördlichen Ostalpen vermitteln die gegebenen Profildarstellungen (Fig. 352—355). Eine derselben (Fr. Wähne r) läßt die scharf ausgesprochenen Faltenüberschiebungen im Sonnwendgebirge in Nordtirol, eine andere (Alex. Bittner) jene durch Schuppenstruktur erklärten Überschiebungen in den niederösterreichischen Kalkalpen, im Westen von Wiener-Neustadt, erkennen (Fig. 354 und 355, S. 351).

Den Aufbau des oben erwähnten dinarischen Gebirges verdeutlicht das Profil über den Bau des Kreide-Eocän-Gebirges im nördlichen Istrien (Fig. 356, S. 352). Weiter im Süden wurde der Gebirgsbau in neuerer Zeit von G. v.Bukowski untersucht und gibt das Profil Fig. 357 (S. 352) eine Versinnlichung der verwickelten in Siiddalmatien herrschenden tektonischen Verhältnisse des Faltenbaues.

Fig. 281 (S. 276) vermittelt eine Vorstellung über den geologischen Aufbau der Tatra nach der Auffassung V. Uhligs, mit den Überschiebungen der mesozoischen Bildungen und des Perm und bringt zugleich die Gliederung der Trias an der Nordseite der Tatra zur Darstellung.

In bezug auf die Entwicklung der alpinen Triasformation fehlt es nicht an vielfachen faziellen Gegensätzen. Neben typischen Hochseeablagerungen treten Korallenriflfbildungen, Algen- (Gyroporellen-) Riffe und Muschelbänke auf, es fehlen also, neben einer echt pelagischen Hochseefazies von räumlich großer Verbreitung, die Seichtwasser-, Litoral- und Strandbildungen nicht. Aber auch terrestrische Ablagerungen sind örtlich bekannt (Lunzer Sandstein in Niederösterreich).

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Fig. 352. Profil durch die Lechtaler Alpen. (Nach F. v. Richthofen, Jahrb. der k. k. geol. Reichsanst. Xll, 1862.)

4 Arlbergkalk. 5 Cardita-Schichten. 6 Eauptdolomit.

2 Gutensteiner und Virgloriakalk. 3 Partnachschichtcn.

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Fig. 353. Profil durch die Salzburger Kalkalpen entlang

und K. Diener.) (K. Diener: „Bau und Bild Österreichs“, 1903.)

4 Hallstätter Kalk. 5 Dachsteinkalk. 6 Hierlatzschichten. 7 Oberer Jura.

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dem linken Salzachufer.

(Nach A. Bittner, M. Schlosser

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Wiener-Neustadt. (Nach Alex. Bittner: „Hernstein“ 1882.)

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Fig. 354. Durchschnitt durch das

Rande der Wiener Bucht westlich

4 Hauptdolomit. 5 Dachsteinkalk. 3 a Hallstätter Kalk. 6 Kössener Schichten, unter Annahme paralleler Überschiebungen („Schuppenstruktur ).

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Fig. 355. Profil durch die Kalkalpen

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Eocänbildungen im nördlichen Istrien. (Nach Gr. Stäche.)

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Andererseits ergeben sich bei Betrachtung der Schichtfolgen einzelner enger begrenzter Gebiete die oft weitestgehenden Niveauänderungen, von tiefer Seebedeckung bis zu terrestrischen Ablagerungen mit Kohleführung. In der mittleren Abteilung fehlt es auch nicht an mächtigen Porphyritausbrüchen und Anhäufungen der dabei gebildeten Auswurfsmassen in der Form von Eruptivtuffen.

1. Der alpine Bnntsandstein (Fig. 358—364). Verhältnismäßig am gleichmäßigsten im ganzen Bereiche der Ostalpen hat sich die

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Fig. 358.

Fig. 359.

Fig. 358. Profil durch die alpine Trias bei Leogang unweit Saalfelden in Salzburg.

(Nach W. Giimbel.)

1 Phyllit. 2 Sandsteinbänke des Werfener Schiefers mit Gipseinlagerung (2 a).    2 b Dünngeschichtete

Sandsteinschiefer. 2 c Dunkler Kalk mit Naticella costata. 3 Muschelkalk. 4 Mergel und eine • Hangendbank von rotem, hornsteinführenden Kalk. 5 Wettersteinkalk. 6 Itaibler Schichten. 7 Hauptdolomit. 8 Unterer Dachsteinkalk. 9 Lias. 10 Oberer plattiger Dachsteinkalk.

Fig. 359. Profil durch die Trias bei Neumarkt unweit Bozen. (Nach W. Giimbel.)

P Porphyr. 1 Grödener Sandstein mit pflanzenführender Schichte (1 a). 2 Bellerophon-Kalk. 3 Seiser Schichten. 4 Campiler Schichten. 5 Mergelschiefer (Wengener Schichten). 6 Schlernkalk.

untere Trias, der alpine Buntsandstein oder die „untere kalkarme Gruppe“ in der Form grauer und rötlicher, glimmerig-schieferiger Sandsteine mit mergelig kalkigen Einlagerungen, die Werfener Schichten oder Schiefer (nach dem Kirchdorf Werfen an der Salzach im Salzburgischen) ausgebreitet. In Tirol hat F. v. Richthofen die Seiser Schichten (über dem permischen Grödener Sand-

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Fig. 360. Profil durch das Grödener Tal und den Schiern in Südtirol. (Nach F. v. Richthofen, 1860.)

1 Phyllit. 2 Quarzporphyr. 3 Grödener Sandstein. 4 Schichten von Seis. 5 Schichten von Campil. 6 Muschelkalk der Alpen. 7 Schichten von Wengen (Porphyrittuffe zum Teil). 8 Schlerndolomit. 9 Raibler Schichten (Schlernplateauschichten) und Dachsteinkalk (m. vgl, fig. 361).    10 Porphyrite.

Toula, Geologie. 3. Aufl.

23

Fig. 362.

Fig. 363.

Fig. 362. Profil durch die alpine Trias bei Reutte im Lechtale.

(Nach W. Gümbel.)

1 Werfener Schichten. 2 Schwarzer Muschelkalk. 3 Grauschwarzer knolliger Kalk. 4 Partnachschiefer. 5 Wettersteinkalk. 6 Raibler Schichten. 7 Hauptdolomit. 8 Geröllmassen.

Fig. 363. Profil durch die Trias bei Saalfelden im Saalachtale.

(Nach W. Gümbel.)

1 Phyllit. 2 Konglomerate und Sandsteine und 3 versteinerungsreiche Lagen der Werfener Schichten. 4 Dolomit und schwarzer Kalk. 5 Schwarzer weißaderiger (Gutensteiner) Kalk. 6 Knolliger Plattenkalk. 7 Wettersteinkalk. 8 Oolithische Baibier Schichten. 9 Hauptdolomit. 10 Plattiger Dachsteinkalk. 11 Liaskalk.

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Fig. 361. Profil durch die Seiser Alpe über das Schlernplateau zum Tschamintal. (Nach K. Diener: „Führer“, 1903.)

2 Grödener Sandstein.

3 Bellerophon-Kalk (1—3 Perm).

4 Werfener Schiefer.

1 Quarzporphyr.

5 Mendeldolomit. 6 Buchensteiner Schichten. 7 Augitporphyrit. 8 Wengener Schichten. 9 St.

Cassianer Mergel. 10 Pachycardientuffe. 11 Schlerndolomit. 12 Jüngere Melaphyre. 13 Uaibler Schichten. 14 Dachsteinkalk (4—14 Trias).

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Fig. 364. Profil von Dosso Alto. (Nach W. Gümbel.)

P Phyllit. 1 und 2 Werfener Schichten, zu oberst plattig, mit Myophoria costata, Ceratites (Tirolites) Cassianus. 3 Zelliger Dolomit. 4 Graue Kalke mit Dadocrinusjjracilis (Becoarostufe). 5 Knollige Kalke mit Ceratites binodosus (Unterer Muschelkalk). GS ch warz er dünnplattiger Kalk mit Daonella parthanensis (Oberer Muschelkalk). 7 Schieferige Mergel mit Tuffschichten, Horizont der Buchensteiner Schichten, die nach Al. Tornquist der Zone des Ammonites (Ceratites) nodosus, also dem Hauptmuschel-kalke entsprechen. 8 Dolomitische Kalke. (6—8 Ladinische Stufe.) 9 Baibier Schichten.

stein) mit Pseudomonotis Clarai (VIII. 7) und die Campiler Schichten mit NaticeVa costata (VIII. 9) und Ceratites (Tiroliies) cassianus (VIII.

10) unterschieden. Außerdem wäre noch das Vorkommen von Pleuromyn fassaënsis (VIII. 6) und in den obersten Bänken des Werfener Schiefers jenes von Myophoria costata (VIII. 4) zu erwähnen. In Nordtirol nur wenig entwickelt. (Rote gips- und salzführende Schiefer des Haller Salzberges.

2. Der alpine Muschelkalk, die „untere Kalkgruppe“ oder die ladinische Stufe mit der Recoarostufe, zeigt schon bedeutende Verschiedenheiten. Einerseits beginnt der Aufbau von massigen, zum Teil weitgehend veränderten Riffbildungen, der Mendeldolomit und der Schlerndolomit in der südlichen Kalkzone (Fig. 360 und 361). Andererseits bilden sich Ablagerungen wohlgeschichteter Kalke, die ihrer Fossilführung nach so verschiedenen Muschelkalke: die dunklen, zum Teil dolomitischen Gutensteiner (und Reichenhaller) Kalke im Norden, die unteren Muschelkalke von Judicarien (in Südwesttirol), die Crinoidenkalke (mit Dadocrinus gracilis VIII. 21) und die Brachio-podenkalke von Recoaro (Recoarokalk) mit Retzia trigonella (VIII. 19), Terebratula vulgaris (VIII. 17) und angusta, Spiriferina Mentzeli (VIII. 18), Rhyńchonella decurtata (X. 17) usw. (Fig. 364). Die Ce-phalopodenkalke von Großreifling im Ennsgebiete (graue Kalke) mit Ammonites (Ceratites) binodosus (X. 3) u. v. a., jene von Reutte (dünnplattige, schwarze Kalke, Fig. 362) und von der Schreyeralpe (rote dichte und weißaderige Kalke) in der Gegend von Hallstatt, mit reicher Ammonitenfauna (z. B. Ammonites Studeri X. 1), die Prezzo-kalke (aus Südwesttirol) mit Cephalopoden, leiten die Entwicklung der Fazies der Hallstätter Kalke der oberen Trias-Stockwerke ein.

Die Buchensteiner Schichten Südosttirols (Fig. 361) sind dunkle hornsteinführeude Kalke mit sandig-glimmerigen Kalkablagerungen und Tufflagern, reich an Ammoniten (im Vicentinischen mit einem an Ammonites [Ceratites] nodosus nahe anschließenden Ammoniten [Al. Tornquist, 1909]) und Daonellen. Über denselben folgen die wohlgeschichteten dunklen Schiefer (Wen gen er Schichten) mit Tuffsandsteinen wechselnd, („Pietra verde“ ist ein grünes Tuffgestein dieser Art) mit BaonellaLommeli (X. 9), Posidonomya Wengensis (X. 14) und Ammoniten der Trach. y ce) 'as- Gruppe (Trachyceras Archelaus X. 4).

Die die Quecksilbererze als Imprägnation führenden bituminösen „Schiefer“ von Idria (= „Lagerschiefer“) enthalten Pflanzenreste und gehören dem Wengener Horizonte an (F. Kossmat, 1911).

Die Schichten von St. Cassian inSüdtirol bestehen aus mürben Kalkmergeln mit Kalksteineinlagerungen und führen eine überaus formenreiche Fauna, zumeist wohlerhaltene kleine Arten, mehrere hundert

an der Zahl. Erwähnt seien: Ammonites (Trackyceras) Aon (X. 6) und Münsteri (X. 5), Amm. Jarbcis (X. 7), Amm. pisum (X. 8), Cardita crenata (X. 13), Koninckina Leonhardi (X. 16), Encrinus, Cidaris alata (X. 18), Spongiten usw. Die Dolomitmassen des Richthofenriffes und des Sett Sass wurden damit in zeitliche Parallele gestellt (Fig. 343, S. 342). Neuerlichst hat Fr. Toula (1913) das Vorkommen der St. Cassianerschichten in kalkiger Ausbildung in den Nordalpen bei Baden, südlich von Wien, nachgewiesen.

Die Partnachschichten in den Nordtiroler und bayrischen Alpen sind dunkle, petrefaktenarme Schiefer, welche Daonella Lommeli (X. 9) und hie und da auch Pflanzenreste enthalten.

Als eine eigenartige fazielle Entwicklung des alpinen Muschelkalkes sind die unteren Gyroporellenkalke anzuführen, welche in verschiedenen Horizonten auftreten. So findet sich Gyroporella (Diplopora) triasina im Spizzekalk, der nach Al. Tornquist dem Encriniten- oder Trochitenkalke Südwestdeutschlands entspricht, Gyroporella (Diplopora) annulata (X. 19) im Wettersteinkalk der Nord-und in dem Spizze- und Marmolatakalk und im Schlerndolomit der Südalpen. Im Esinokalk wurden neben Gyroporellen (.Diplopora annulata) besonders große Gastropoden gesammelt.

Der erzführende Kalk (Bleiglanz und Galmei in Nestern und Gängen) vonRaibl liegt zwischen Äquivalenten der Wengener Schichten und den Fischschiefern von Raibl (Fig. 366).

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Fig. 365. Protil durch die alpine Trias bei Lunz in Niederösterreich. (Nach Alex. Bittner.)

Werfener Schiefer. 2 Gutensteiner Kalk. 3 Reiflinger Kalk. 4 Keingrabener Schiefer. 5 Lunzer Sandstein 6 Opponitzer Kalk. 7 Hauptdolomit. 8 Dachsteinkalk. 9 Gosaukreide.

3. Die mittlere kalkarme Gruppe, der Lettenkohlengruppe Deutschlands entsprechend, wird auch nach dem Vorkommen des Trachyceras Aonoides oder nach der Entwicklung in Kärnten die kam is che Stufe genannt. In den NO-Alpen wird diese Stufe eingeleitet durch die sandig-mergeligen Aonschiefer, welche in Niederösterreich unter den Lunzer Schichten auftreten und nach

oben in die mit Sandsteineinlagerungen versehenen dunklen Reingrabener oder Halobien schiefer (mit Halobia rugosa X. 10) übergehen. Die Lunzer Sandsteine führen bei Lunz (Fig. 365) ein kleines Kohlenflöz und in den begleitenden Schiefertonen eine reiche Flora. Es fanden sich: Equi-setiten (E. columnare), mehrere zum Teil sehr groß- und breitlappige Pterophyllum-Arten (IX.

17) und Farne, z. B. Hanaeopsis maraniacea (IX. 18), Astero-theca Meriani (IX. 19) usw.

Überlagert werden die Lunzer Sandsteine von Mergeln mit Per na, aviculaeformis — P.

Bouéi, Corbis Mellingi, einer rundlichen stark aufgeblähten Bivalve und einer kleinen gefalteten Ostrea (Ostreenkalk).

Fr. Toula (1910) hat die Fauna dieser Mergel in der nördlichen Kalkzone bei Weißenbachunweit Mödling in naher Verbindung mit den Lunzer Sandsteinen nachgewiesen.

In den Südalpen wären als Zeitäquivalent der Aonschie-fer etwa die dunklen bituminösen Fischschiefer von Raibl, welche in einzelnen Lagen neben vielen Fischen und Krebsen auch Pflanzenreste (Voltzien) enthalten (Fig. 366), anzuführen. Die Bleiberger Schichten mit Ammonites floridus (XI. 2) und Halobia rugosa (X. 10) entsprechen den Halobienschiefern der Xordalpen.

Die Raibler Schichten folgen über den Fischschiefern. Sie bestehen aus mergeligen und kalkigen Bänken, welche besonders reich an Bivalven sind: Myophoria Kefersteini (X. 12), Corbis

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Fig. 366. Geologisches Profil des Raibler Tales. (Nach F. Kossmat: „Führer“, 1903.)

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Schichten. (FS—TO = Raibler Schichten im weiteren Sinne. ) HD Hauptdolomit.

Mellingi. Ilmen entsprechen die über den Schlerndolomiten (Fig-. 360, S. 353) lagernden rot gefärbten, mergelig-sandigen und woldgeschichteten Schlernplateauschichten mit Myophoria Kefersteini, Cor-bis Mellingi und großen, knotig gezierten Gastropoden.

4. Die obere Kalkgruppe, die norische Stufe, mit mächtigen Dolomit- (Hauptdolomit-) und wohlgeschichteten Kalkmassen (Dachsteinkalk). Im österreichischen Salzkammergute treten die fossilienreichen Hallstätter Kalke auf: rot, grau oder bunt gefärbte dichte Marmorkalke, welche durch ihre nesterweise sich findende, reiche Ammonitenfauna seit langem berühmt sind. Das Studium dieser überreichen Fauna führte zu einer Zweiteilung der Hallstätter Marmorkalke. Die eine Fauna, gekennzeichnet durch das Vorkommen von Ammonites Metternichi (XI. 1), gigantogaleatns (XI. 5), torncitus (XI. 4), Oaytani(XI.3), Ortliocercis dubiuni (XI.7),Monotissalinaria(X. 11) usw., bezeichnete Edm. v. Mojsisovics als die „norische Stufe“ (nach den Norischen Alpen so genannt) und hielt sie irrtümlicherweise für älter als eine zweite Fauna, von welcher Ammonites subbullatus, Ammonites (Trachyceras) ctonoides für die Zonengliederung der damals von ihm für jünger gehaltenen karnischen Stufe benutzt wurden. Später ergab sich diese Annahme der Altersfolge als irrig und wurden die Schichten mit Ammotiites Metternichi oder die norische Stufe als die jüngere erkannt. Abgesehen von allen über diese Frage entstandenen Streitschriften ergibt sich rein sachlich die Stellung, wie sie in unserer tabellarischen Übersicht (nach Alex. Bittners Vorgang) niedergelegt ist.

Man vergleiche die Darstellung der Verhältnisse im Salzkammergute (Fig. 368), aus welcher sich eine gewisse Stellvertretung der Dachsteinkalke und der Hallstätter Kalke norischer (oberer) Stufe ergibt, welche beide von Liasmergeln überlagert werden.

Fig. 367. Ostrea montis caprilis

Klipstein.

Außer dem norischen Hallstätter Kalk gehören in dieselbe Stufe: in den Nordalpen die schon erwähnten Ostreenkalke und die Opponitzer Kalke mit Corbis Mellingi, Pecten filosus, Ostrea montis caprilis (Fig. 367) usw., Fossilien, welche mit jenen der Baibier Schichten übereinstimmen. In den Südalpen entsprechen ihnen der Zeit nach wohl am besten die Torer Schichten des Rai hier Profils (Fig. 366, S. 357), welche Uber dolomitischen Kalken mit Hornstein- und Mergelschiefereinlagerungen und mit kleinen Megalodonten folgen und in einzelnen Lagen fast nur aus Schalen von Corbula Rostliorni (X. 15) bestehen. Die Hei lige n-

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Fig. 368. Profil vom Echerntal bei Hallstatt über den Plassen zur Gosauache. (Nach E. Kittl: „Führer“, 1903.)

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kreuzschichten in Südosttirol dürften annähernd demselben Horizonte zuzurechnen sein.

Eine große Verbreitung und Mächtigkeit besitzt in beiden Kalkzonen der Ostalpen der Hauptdolomit, ein lichter, mehr oder weniger

deutlich geschichteter vielfach zerklüfteter und zur Grus- und Rauch-wackenbildung geneigter Dolomit und dolomitischer Kalk; der häufig in bizarren Felsformen aufragt. Nach oben geht er in reine Kalke, in den Dachsteinkalk über oder in dünnplattige grauschwarze Kalke, die Plattenkalke.

Fig. 870. Turbo solitarius Benecke.

Der Hauptdolomit ist zumeist versteinerungslos, nur hie und da enthält er (in kalkigen Lagen, z. B. im Plattenkalk) kleine hochgewundene Schnecken: Holopella („Rissoau) alpina (XI. 12), einen Turbo (Turbo solitarius Fig. 370). Große Bivalven treten besonders gegen den Dachsteinkalk zu auf (Mégalodon). Auch Gyroporellen finden sich zuweilen (Gyroporella vesiculifera XI. 16). An manchen Punkten (z. B. bei Seefeld in Nordtirol) umschließt er bituminöse, dolomitische Schiefer: As ph alt schief er, in welchen Reste von Ganoidfischen Vorkommen, unter anderen auch Semionotus, ein Geschlecht, das aus dem südwestdeutschen Stubensandstein bekannt ist.

Der Dachsteinkalk ist hellgrau gefärbt, meist sehr wohl geschichtet. Er geht entweder nach unten in den Hauptdolomit über oder vertritt denselben vollständig und reicht nach aufwärts bis in die oberste Trias, in die rhätische Stufe. Die auffallendsten organischen Vorkommnisse sind die großen „Dachsteinbivalven“, Megalodonten („Kuhtritte“, z. B. M.e-galodon triqueter XI. 8). An manchen Orten wird der Dachsteinkalk riffartig und entbehrt dann wohl auch der sonst gewöhnlichen deutlichen Schichtung. (Obertriadische Korallenriffkalke, aus verästelten, lang-zylindrisch gebauten Korallen, Lithodendron-Stock-massen, aufgebaut.)

Über das Auftreten des Dachsteinkalkes im Dachsteinstocke vergleiche man die in Fig. 369 gegebene Darstellung. Die Masse ist durch viele Verwürfe zerstückt.

Aus dem Gesagten und aus der Tabelle ergibt sich, daß wir für die obere Kalkgruppe das gleichzeitige Nebeneinanderbestehen verschiedener Fazies in den Nordalpen anzunehmen haben: eine Ammonitenfazies, den Hallstätter Kalk, dessen fazielle Entwicklung sich bis in den alpinen Muschelkalk zurück verfolgen läßt, eine Korallenriff-Fazies, welche wohl als eine Fortsetzung der südalpinen Korallenriffkalke betrachtet werden könnte, eine Gyro-porellenfazies, für welche dasselbe gilt, und die Fazies des Dachsteinkalkes mit Megalodo7i. — Die betreffenden Ablagerungen mögen ihr Verbreitungsgebiet, die eine auf Kosten der anderen, geändert haben, wodurch sich z. B. die Einlagerungen der Hallstätter Kalke im typischen Dachsteinkalke erklären lassen würden. Der typische Hallstätter Kalk tritt im Salzkammergute nach E. v. Moj-sisovics in zwei langen, aber schmalen Zonen auf. Die eine reicht etwa aus der Gegend von Berchtesgaden Uber Hallein, Golling und Abtenau bis in die Gegend von Hallstatt, die zwreite von St. Wolfgang, über Ischl, Aussee und Mitterndorf bis gegen Liezen.

Von örtlichen Einlagerungen sei, außer den Asphaltschiefern im Hauptdolomit, noch erwähnt das Vorkommen von Brachiopodenkalken im Dachsteinkalke Niederösterreichs, der sogenannten Starhembergschichten (nach dem Schlosse gleichen Namens in der Nähe von Piesting so bezeichnet), graue und rotfleckige Kalke mit Rhynchonella fissicostata (Fig. 373), Rhynchonella cornigera (XI. 13) und anderen Formen der hangenden Kössener Schichten.

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Fig. 3 71. Spiriferina uncinata Schafh.

Fig. 372. Terebratula ( Waldheimia) norica

Sueß.

Fig. 378. Rhynchonella fissicostata Sueß.

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5. Die obere kalkarme Gruppe, die rhätische Stufe, die Kössener Schichten oder die Zone der Avicula conforta, welche früher als Teil einer eigenen Formation zwischen der Trias- und Juraformation aufgefaßt wurde, in die man noch den ganzen Dachsteinkalk und wohl auch ab und zu den Hauptdolomit mit einbezog. Zumeist sind es dunkle schieferige Mergel, zwischen welche man Kalkbänke, und zwar sowohl solche von Dachsteinkalkausbildung mit Megalodonten, als auch Korallenkalke (Lithodendro?i-Ksdk.e) oder Brachiopodenkalke eingeschaltet findet. Die Mergelschiefer sind in der Regel reich an Bivalven und Brachiopoden, und zwar walten manchmal die ersteren („schwäbische Fazies“), manchmal die letzteren („Kössener Fazies“) manchmal finden sich auch beide im Gleichgewichte nebeneinander („karpathische Fazies“. — Faziesbezeichnung nach Ed. Sueß 1868).

Manche der Mergelbänke sind erfüllt von kleinen Stäbchen, den zu den Algen gestellten Bactryllien (z. B. Baetryllium striolatum VIII25): Bactryllienmergelschiefer. (Ähnliche Formen kommen auch hie und da in der deutschen Lettenkohle vor: IX. 13.) Von Bivalven seien genannt: Avicula contorta (XI. 11), Gervillia inflata, Plicatida intus-stricita (XI. 10), Cardium rhaeticum, Cardita austriaca (XI. 9) usw.; yon Brachiopoden: Terebratula gregaria (XI. 14), Ter. norica (Fig. 372), Spiriferina uncinata (Fig. 371), Spirigera oxycolpos (XI. 15), Ilhyncho-nella fissicostata (Fig. 373) und Phynchonella cornigera (XI. 13). Im Salzburgischen (Kendelbachgraben im Osterhorngebirge bei St. Wolfgang, Fig. 374) findet sich in einem dunklen Tonmergel, im Hangenden

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Fig. 374. Profil durch das Osterliorngebirge. (Nach Ed. Sueß.)

a Plattenkalk des Hauptdolomits, a‘ mit Gastropoden, a“ mit Fischresten (übereinstimmend mit den Seefelder Schichten in Tirol), b Kössener Schichten mit dem Hauptlithodendronkalk (b‘). c Zone des Amm. planorbis. c‘ Adneter Schichten, d Fleckenmergel (c und d Lias).

einer reich gegliederten rhätischen Schichtenreihe, Ammonites (Chori-stoceras) Marski (XI. 6). —

Trias von alpiner Ausbildung wurde weiter nachgewiesen in der Bukowina (V. Uhlig), von wo das Vorkommen von roten Hallstätter Kalken beschrieben wurde, ebenso weiter bei Dernö in Oberungarn Pinacoceras Metternichi. Auch im Bakonyerwalde, in Bosnien und der Herzegowina wurde Trias sichergestellt, hier sowohl die untere Trias mit Tirolites als auch der Muschelkalk mit reicher Ammonitenfauna in der Ausbildung des Reiflinger oder Schreyeralm-Muschelkalkes (bei Han Bulog, E. Kittl 1904, und von Peći,

F. Toula 1914). Die oberen Werfener Schichten sind von Mué in Dalmatien bekannt geworden, mit zahlreichen Ammoniten (Kittl). Ebenso wurden in der Dobrudscha verschiedene Triasstufen entdeckt.

A. Tornquist hat (1902 und 1904) auf Sardinien, und zwar im NW, Trias von außeralpinem Charakter aufgefunden, mit nodosen Ceratiten, während Jura und Kreide in alpiner Ausbildung auftreten. Im NO der Insel wies er dagegen die Trias in alpiner Fazies nach, was auf einen Zusammenhang mit dem ligurischen Apennin deutet.

Aus Griechenland (Argolis, Messenien, Korfu usw.) hat K. A. Renz (1904, 1906) Trias beschrieben, und zwar mit alpiner Eigenart.

Der Trias rechnet man auch die weitgehend umgestalteten Carrara-Marmore zu (Fig. 375).

Von den außereuropäischen Bildungen der alpinen Triasentwicklung sei nur einiges noch erwähnt. In Kleinasien (Golf von Ismid) wurde das Vorkommen von typischem Werfener Schiefer, Muschelkalk mit vielen Cephalopoden (Fr. Toula 1895) und bei Balia Maden (G. v. Bukowski 1892) von Halobienschiefern und obertriadischen Brachiopodenkalken nachgewiesen. In der Salt Range und im Himalaja (K. Dieners große Arbeiten) kennt man untertriadische Cephalopodenkalke in mehreren Stufen, im Muschelkalke Ceratiten- und Brachiopodenkalke. Im Himalaja findet sich eine

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Fig. 875. Profil durch das Marmorgebirge von Carrara in den apuanischen Alpen.

(Nach D. Zaccagna.)

7 Paläozoische Gesteine. 6 Grezzoni: Graue (Fossilien führende) Kalke und Kalkbreccicn. 5 Marmore und kristallinische Dolomite. 4 Glimmerige Sandsteine und Marmorlinsen (Fossilien führend: Crinoiden und kleine Ammoniten). 3 Rhät. 2 Kreide. L Eocän. (3—6 Veränderte Trias.)

ziemlich vollständige Schichtenfolge: Buntsandstein als Meeköcercis-und Sab ro b usti (A- S chic h ten; Muschelkalk mit Ptychites. — Lücke. — Karnische Trachyceras- und Daonellenschichten; auch Hallstätter Schichten mit Monotis salinaria und Brachiopoden (Halorella). Viele Anklänge an die ostalpine Entwicklung sind vorhanden. (Man vergleiche das oben S. 334 über die Ofocera.s-Schichten Gesagte.) Aus Ostsibirien und dem Ussurigebiete sind Vorkommnisse des Werfener Schiefers (Olenekschichten) und der ladinischen Stufe bekannt geworden. Trias von ostsibirisch-pazifischer Ausbildung mit Pseudomonotis oclio-tica wurde auch im Kaukasus beobachtet, während die obere Trias in alpiner Entwicklung (Kössener Schichten) auftritt. In der Kirgisensteppe (am Bogdo Ola) hat sich die untere Trias (Kalke mit Tiroliteh cassianus über Mergeln und Sandsteinen) vovgefunden.

Eine ausführliche zusammenfassende Darstellung über das Vorkommen der Trias in Asien hat Fr. Noetling gegeben (Lethaea geognostica II 1, 1905), nachdem E. Philippi kurz vorher (in demselben großen Werke 1903) die „kontinentale Trias“ behandelt hatte.

Die Bearbeitung¹ der alpinen Trias hat G. v. Arthaber (1906) in der Lethaea durcbgefiihrt.

Dr. No et ling unterscheidet die außereuropäischen, hauptsächlich asiatischen Vorkommnisse in folgender Weise (von oben nach unten):

1. „Indische Obertrias.“ Norische Stufe: Schiefer, Sandsteine und Konglomerate von Balia Maden (Kleinasien), kohlenführender Sandstein von Herat (Afghanistan) und in Russisch-Turkestan, obere Hallstätter Kalke (mit Monotis salinaria) vom Pamir, sieben Zonen in den Himalaja-Triaskalken (auch Monotis salinaria), Schiefer mit Monotis usw. im Zhobtale (Beludschistan), Pseudomonotis-Schiefer auf Schikoku (Japan) und von Werchojansk (Ostsibirien), Kalke auf Spitzbergen und Kalke mit Pseudomonotis auf Rotti (Sundainseln).

Karnische Stufe: Schiefer mit Ammonites (Juvavites) in Tongking, Kalke auf Spitzbergen mit Lingula und Lima, Myo-phorienkalk auf der Bäreninsel, Ton mit Daonella styriaca auf Sumatra, Kalke mit derselben Art auf Rotti, Kalke auf Timor.

Karnische und ladinische Stufe: Sandsteine mit Daonella indica in Afghanistan, Kalksteine und Schiefer mit Daonella im Pamir (bis in die norische Stufe hinaufreichend). Drei Zonen im Himalaja mit Amm. cymbiformis und Anim. cf. sübbullatus. Graue (die ganze obere Trias umfassende) Hochgebirgskalke in Kaschmir, schwarze Kalke in Birma, Schiefer und Sandsteine (die ganze obere Trias umfassend) aus Kambodscha.

Ladinische Stufe: Schichten mit Protrachyceras anatolieum von Ismid, Daonellen- und Halobienzone im Himalaja, Ammonitenschiefer von Rikuzen (Japan), Halobienkalk von Spitzbergen.

2.    „Indische Mitteltrias“ (unterer Muschelkalk): Muschelkalk von Ismid, die Kalke und Kalkschiefer im Himalaja (in vier Zonen) mit Ceratites subrobustus, Ptychites rugifer u. a., die Kalke in Kaschmir mit Ceratites Thuilleri und in Tibet mit Monophyllites, Myo-phorienschiefer in Birma und in China (Tschungtjen), Sandsteine (Ussuri) und Kalke mit Ceratites subrobustus (Olenekmündung: Ostsibirien), Posidonienkalk und Daonellenkalk auf Spitzbergen.

3.    Untertrias: Schiefer und Mergel von Gebsé am Golfe von Ismid in Kleinasien; Quarzite und Sandsteine mit Pseudomonotis Clarai von Djulfa in Armenien, Myophorienschiefer von Ravnan in Buchara, Kalke und Schiefer (zwei Zonen) im Himalaja, Kalke, Mergel und Sandsteine mit Ceratites (sechs Zonen) in der Salt Range (Fig. 376) und zwei Kalkzonen in Kaschmir, Kalkstein in Indochina, Sandstein der Insel Russkij im Nourigebiete und an der Olenekmündung (Ostsibirien).

Nach H. Hayden (1904) liegen in Spiti (Himalaja) die permischen Productus-Kalke konkordant unter der untersten Trias und besteht eine Diskordanz erst darunter gegen das Oberkarbon. —

Die Trias von Kalifornien zeigt alpine Entwicklung (P. Smith 1907), die untere mit Meekoceras (aus Idaho seit 1890 bekannt), die mittlere mit Halobien und Ammonites subbullatus; die obere entspricht der norischen Stufe (mit Pseudomonotis), das Rhät wird durch pflanzenführende Schichten vertreten.

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Fig. 376. Durchschnitt in der Mattialischlucht bei Childern in der Salt Range (Indien). (Nach Fr. Noetling: Lethaea geognostica 1905.)

1 Lavender-Ton. 2 Virgalgruppe. 3 Ambgruppe. 4 ChiMerngruppe. (1—4 Obere Dyas.) 5 Unterer Ceratitenkalk. 6 Ceratitenmergel. 7 Ceratitensandstein und oberer Ceratitenkalk. (5—7 Untere

Indische Trias.)

Auch in Peru ist ein Vorkommen von Pseudomonotis bekannt geworden, welches auf einen Zusammenhang des betreffenden Meeres mit dem nordamerikanischen Westen (bis Alaska und Ostsibirien und Japan) hindeutet. (Arktisch-pazifische Triasprovinz gegenüber der mediterranen oder pelagischen Triasprovinz.)

2. Die Juraformation.

Die Juraformation ist im südwestlichen Deutschland ausgezeichnet entwickelt und auf das genaueste studiert, vor allem im schwäbischen und fränkischen Juragebirge, wo sie in der Form eines Tafelgebirges einen weiten winkeligen Bogen bildet, dessen Scheitel in der Gegend von Regensburg gelegen ist. Den südlichen Schenkel bildet die Rauhe Alb Schwabens, den nach Norden ziehenden der fränkische Jura oder die „Fränkische Schweiz“. In diesem Gebiete unterschied schon L. v. Buch (1839) drei Abteilungen, die er nach der Farbe des Gesteins als den schwarzen (unteren), braunen (mittleren) und weißen (oberen) Jura bezeicbnete. Später haben dann Fr. Aug. Quenstedt und A. Oppel eine besonders eingehende Durchforschung dieses Teiles des Jura durchgeführt, so daß man kaum in einem zweiten Gebiete der Erde die Schichtenfolge genauer

kennt. Die Fortsetzung des schwäbischen Jura nach Südwesten bildet das Juragebirge der Schweiz, wonach der Formationsname gegeben wurde. Während jedoch in Schwaben und Franken (Fig. 339, S. 338, und Fig. 377) die Schichten weithin wenig gestört oder fast ungestört liegen, erscheinen sie im Schweizer und französischen Jura (Fig. 262, S. 252, und Fig. 378) in Falten zusammengeschoben.

Auch in Frankreich und in England hat man die Schichtenreihe sehr genau festgestellt. Hier spielen, besonders im mittleren Jura, Kalk- und Eisenoolithe eine auffallende Kolie („Oolithformation“). Aus England, wo das Studium dieser Formation ihren Ausgang nahm, stammen die jetzt sehr allgemein angewendeten Kamen Lias, Dogger und Malm für die drei Hauptabteilungen, welche sich jedoch mit den erstgenannten Gruppen nicht völlig decken, wie ein Blick auf die Jura-Tabelle, S. 370 und 371, erkennen läßt. Sehr verbreitet ist auch die französische Bezeichnung der einzelnen Abteilungen sowie die von A. Oppel eingeführte nach besonders bezeichnenden Fossilien, vor allem nach bestimmten, in den einzelnen „Zonen“ auftretenden Arten von Ammoniten. A. Oppel war es auch, der den Jura Deutschlands mit jenem von Frankreich und England in Vergleich brachte (1856—1858).

Über die Verbreitung der Juraformation in Mittel- und Westeuropa vergleiche man die geologische Karte.

Während der Juraformation lassen sich bereits verschiedene faunistische Meeresregionen oder „Provinzen“ unterscheiden, welche M. Neumayr durch klimatische Verschiedenheiten zu begründen suchte. So erscheint die mitteleuropäische Juraprovinz im südwestlichen, außeralpinen Deutschland (Fig. 379), inFrankreich (Fig. 380), in England und im baltischen Gebiet, im nördlichen Kaukasien, Japan und Kalifornien durch das Auftreten einer gewissen Ammonitenfauna und durch die weitverbreiteten Korallenriffbildungen gekennzeichnet, während die alpine oder mediterrane Juraprovinz, welche die Alpen, Karpathen, Cevennen, Italien, Südspanien, die Balkanhalbinsel, die Krim, den inneren Kaukasus, Kleinasien, Vorderindien, Teile von Afrika und in Amerika Mexiko und Peru umfaßt, durch das Vorherrschen der Ammonitengeschlechter Phylloceras, Lytoceras und Simoceras und durch gewisse Brachiopodenformen (Terebratula diphya XVI. 20) bezeichnet ist. Die boreale oder russische Provinz endlich weist wieder eigene Formen auf (z. B. das Ammonitengeschlecht Cardioceras XV. 4), Ammonites ( Virgatites) virgatus Fig. 381 und vor allem das Bivalvengeschlecht Aucella (Fig. 382), dann auch eigentümliche plumpe Belemniten, die sich im nördlichen und mittleren Rußland, auf Nowaja Semlja, in Sibirien, auf Spitzbergen, Franz Josefs-Land und in Grönland

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12

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Fig. 377. Profil durch den fränkischen Jura bei Solnhofen. (Nach W. Giimbel.)

1. 2 und 3 Dogger. 4 Ornatenton. 5 Unterer grauer Jurakalk. 6 Weiße wohlgesehichtete Kalke mit Amin, bimammatus. 7 Graue mergelige Kalke mit Amm. tenuilobatus. 8 Halboolithische Kalke mit Amm. pseudomutabilis. 9 Klotzige Schwammkalke. 10 Dolomit. 11 Solnhofener Plattenkalk. 12 Jüngere Deckbildungen. (a—b Verlauf der Straße.)

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Fig. 378. Profil durch die Juraschichten ira Süden von Besançon. (Nach M. B er tr an d.)

1 Keuper. 2 Rhät. 3 Hettangien und Sinémurien. 4 Knollenkalke. 5 Posidonienschichten. 6 Oberer Lias. 7 Bajocien. 8 Schichten mit Ostrea acuminata. 9 Großoolith. 10 Callovien (eisenschüssig). 11 Oxford. 12 Rauracien (oberes Oxford). 13 und 14 Kimmeridge. a und «, Störungslinien.

Hausbergen Jakobsberg

Zementfabrik

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Fig. 379. Profil durch den oberen Jura in der westfälischen Pforte.

(Nach Heinrich Credner.)

1 Cornbrash. 2 Kellaway. 3 Oxford. 4 Kimmeridge. 5 Exogyra virgula- Schicht en. 6 Eimbeckhäuser Plattenkalk. 7 Mündermergel. 8 Wälderton. 9 Hils.

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Fig. 380. Profil durch die Juraschichten der Gegend von Berrias in den Cevennen.

(Nach N. Toucas.)

I    Infralias (Rhät). 2 Bajocien. 3 Bathonien. 4 Callovien. 5 Oxford (mergelige Kalke). 6 Séquankalke. 7 Kimmeridgekalke. 8 Breccienkalke. 9 Kalke mit Terebr. janitor. (2—9 Jura). 10 Berriasschichten.

II    Keokom mit Belemnites (Duvalia) latus. 12 Keokommergel mit Ammoniten. (10—12 Unterkreide.)

sowie im nordwestlichen Nordamerika wiederfinden. Von Kiffkorallen ist keine Spur vorhanden. In Südamerika hat man übrigens bezeichnende mitteleuropäische Arten in Chile, alpine Malmschichten in Argentinien, Chile und Bolivia angetroffen. In Argentinien und Chile

fand man auch Dogger von vorherrschend mitteleuropäischer Ausbildung als Flachmeerbildung mächtig entwickelt.

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Fig. 381. Ammonites ( Virgatites) virgatus v. Buch.

Aus der unteren Wolgastufe (boreale Juraprovinz) mit eigenartig gebündelten Hippen.

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Fig. 382. Aucella mosquensis v. Buch.

Aus der unteren Wolgastufe (boreale Juraprovinz).

Es fehlt nicht an Anzeichen von Verbindungen zwischen den einzelnen Provinzen. Einer der Ausläufer der borealen Provinz, oder eine Verbindungsstraße, scheint sich bis nach Niederösterreich erstreckt zu haben. Aucellen und Virgatiten hat man später auch aus Nordengland (S. 386) und Nordfrankreich kennen gelernt und scheinen sich dieselben in tropische Gebiete erstreckt zu haben, wogegen Jura von mitteleuropäischem Charakter, außer den südamerikanischen Vorkommen, in Abessinien und Syrien vorgefunden wurde, wodurch die so glänzend entwickelte Hypothese M. Neumayrs ins Wanken geriet. G. Böhm hat mitteleuropäische Arten selbst auf den Molukken nachgewiesen. E. Hau g (1910) betrachtet den mitteleuropäischen Jura überhaupt als die FJachmeer-region des mediterranen Juragebietes. Dieses fällt in das uralte, äquatorial sich hinziehende Mittelmeer, die „Thetis“. V. Uhlig hat sich E. Haug angeschlossen (1911).

Außerhalb Europa kommt der russische Jura, außer in Sibirien, auf der Halbinsel Mängischlak (Ostseite des Kaspisees) vor. Im Himalaja enthalten die Spitischichten (Jura vom Kellaway bis in das Tithon) gleichfalls Aucellen, was auf borealen Einfluß hindeutet.

Daß auf den hochnordischen Festländern im Bereiche des borealen Jura Jahreszeitenwechsel bestand, darauf hat W. Gothan (1907) aus dem Vorkommen von Jahresringen an den Coniferen-

stammen von damals (auf König Karls-Land unter dem 78° nördlicher Breite gefunden) geschlossen.

Der untere Jura hat eine geringere Verbreitung als der obere Dogger und Malm, doch kennt man unteren Lias mit Arietiten aus Kleinasien, von Rotti, aus Japan, aus Kalifornien, aus Nevada und Mexiko, mittleren Lias (mit Amaltheen) aus dem Kaukasus, oberen Lias von Borneo {Radians-Schichten). Auch in Algerien und auf der Westseite von Madagaskar wurde oberer Lias bekannt. Die Festlandsmassen hatten eine große Ausdehnung in Mittel- und Westeuropa. Im obersten braunen Jura (im Kellaway) begann eine großartige und weitreichende Transgression des Jurameeres. Zur Zeit dieses großen Übergreifens entstanden auch in Afrika oberjurassische Ablagerungen: so im Somalilande und in Abessinien (Bath und Kimmeridge), in Deutsch-Ostafrika (Kellaway, Oxford und Kimmeridge) mit indisch-europäischer Ausbildung. Auf Madagaskar Kellaway und Tithon zum Teil mit borealen Anklängen. In Algerien ist außer dem oberen Lias auch der mittlere Dogger (Huniphriesianus■ Zone) und Malm (Oxford, Kimmeridge und Tithon) bekannt. Aus Indien (Cutsch) kennt man oberen Jura vom Bath bis zum Tithon, während sich in Dekhan nur festländische Ablagerungen mit Pflanzen und Kohlen nachweisen ließen. Auch in Westaustralien, auf Neuseeland (wo auch mariner Lias vorkommt) und Neucaledonien sowie in Inneraustralien sind Kohlen führende Ablagerungen vorhanden wie in Indien und Innerafrika.

Es kann hier nicht daran gedacht werden, alle die einzelnen Juragebiete eingehender zu besprechen. Nur die südwestdeutsche Juraentwicklung und die österreichisch-alpine sollen etwas näher in Betracht gezogen werden. Im übrigen muß auf die Tabelle verwiesen werden.

A. Der schwarze Jura (Lias) (Taf. XII, XIII und XVIII).

Der schwarze Jura (Lias) Schwabens wurde von F. A. Quenstedt in sechs Abteilungen gebracht, welche er mit den ersten Buchstaben des griechischen Alphabets bezeichnete (was auch für den mittleren und oberen Jura zur Durchführung kam).

Der untere Lias. Lias a wird in Schwaben durch Kalke mit Amin, planorbis oder psilonotus (XII. 16) eingeleitet, welche unmittelbar über dem Rhät lagern. Darüber folgen: Sandsteine mit Cardinien (XII. 13) und mit Amm. angulatus (XII. 17), dann dunkle Kalke mit Arietiten, z. B. Amm. Bucldandi (XIII. 2), mit Gryphaea arcuata (XII. 14) usw. Ölschiefer mit einer Pentacrinitenbank liegen zu oberst. Die ersten Belemniteu treten auf. In diesem Horizonte finden sich

24

Toula, Geologie. 3. Aufl.

Abteilungen

Zone des

Süddeutschland

(Schwaben u. Franken)

Gliederung der

J ura- Formation.

Nordwestdeutseh-

Iand

England

Frankreich

Alpen

Andere österreichische Fundstellen

Pur

beck

Ammonites subditus

A. transitorius

Weißer Jura

Oberer

Tithon

Portland

Mitt- . lerer I

Malm

Kimméridgien

Kimmeridge

Upper Oolite

A. lithographicus A. portlandicus

A. Eudoxus

A. temilobatus

Solnliofener undFusplinger

j Plattenkalk

; Nattheimer und Kelheimer

Korallenkalk

Purbeckkalk (Süßw.-Kalk) Serpulit Mündermergel

Eimbeckhäuser Plattenkalk

Sciiichten mit Amm. gigas (Kalke und Tone)

Purbeck

(Süßwasser)

(Brackwasser)

Portlandkalk

Purbeckkalk

Portlanddolomit

Trigonia gibbosa-Scb..

N erineenka! k m. A. s/i^rns

Tithon

Untere T eschener Schiefer Kalke v. Stramb erg i .Mähr.

Nerineenkalk vom Plassen bei Hallstatt

Diphya-Kalk

Diphya-Kalke d. Klippenzone

(Rogoźnik u. Csorsztyn ) Titbonschicbten im Banate mit Ammoniten

Trilobaf«s-Kalk

Dolomit

A. mutabilis-KMt Aptychenmergel

Unterer

Séqua-I

nlen

Coral

rag

A. bimammatus

Biplex-TLsAke (Bimammatus-Kalk)

Schwammkalke

Schichten mit Exogyra

virgula

Schichten mit Pteroceras oceani

Nerineenschichten und Zone! der Terebratula humeralis\

Portlandsand Tone mitExogyra virgula

Tone und Kalke mit Exogyra virgula

Korallen-Oolith

Unt. Kimmeridgeton

Pteroceras-Kalk und -Mergel Astartenkalk ^

Oolithe und Dice- aj ratenkalk

Oxfordien

Oxford

Oberer

Callovien

Kellaway

Middle Oolite

A. transversarius A. perarmatus

Impressa-Tone Transversarius- Schichten Perarmatus- Schichten

Hersumer Schichten mit, A. perarmatus

Oberer Kalksandstein Korallenkalk (Coral rag) Corallinen- O olith Unterer Kalksandstein Oxfordton ( Oxford clay)

(Kauracien)

Ammonitico rosso der Südalpen

Kalk mit Terebratula janitor

Aptychenkalkschiefer Obere Acanthicus-Schichten

Unt. Acanthicus-Schichten ö (mit A.tenuilobatus)

Acanthicus- Schichten n Siebenbürgen und in der Klippenzone und von Gießhübl bei “Wien

Eatho-

nien

Bath

[ A. Lamberti Ç A. athleta _ A. Jason

A. macrocephalus "Tn" aspidoides

S

A. ferrugineus

Ornatenton

Ornatenton

Eisenschüssiger Macro-

cephalen-Oolith — ^anä«s"^cnienien

Macrocephalenschichten

„jiasenkalke" des (jorńnraśń

Kell away tone

mit knolligen und sandigenKalkbänken

Dentalienton

SchichtenmitOstrea Knoni

Brauner J

Mittlerer

Dogger

Bajocien

Inferior Oolite

Lower Oolite

oz

A. Parkinsom

A. Humphriesianus

A. Sauzei

A. Sowerbyi A. concavus

A. Murchisonae

Unterer

Aalénien

Oberer

Toarcien

Toarcien

Upper Lias^

a A. opalinus

r II A. jurensis ® || A. radians

Zone der Posidonia Bronni

Oolithe und Tone

Bifurcaten- u.Coronatensch. Oolithe und Ostreenkalke Gigant eus- Tone Eisen-Oolithe Harte blaue Kalke Sowerb yi- Schichte

Koral lenschichte_

GelbePersonato-Sandsteine Rote Eisen-Oolithe

MMMM MMMMM MMMM

opalinus- Knollen Tone mit Trigonia nams P entacrinitenplatte Astartenbank Lucinenbank Torulosus- Tone

Jurensis-Mevgel Amm. radians- Schichten

Posidoniens chi ef er

Schiefertone mit A. Par-kinsoni

Hauptoolith in Lothringen Coronatus- Tone

Schiefertone

"uràuniaue opalinus-Tone (Eisenoolithe in Lothringen „Minette“)

Schichtendes Amm. jurensis

Posidonienschiefer

Tjômbrash (Bradf.-) T. Great (Bath-) Oolit mit Stonesfieldschiefer Pullers Earth

Kalke und Mergel mit I A. Lamberti und A. cordatus

Callovienkalke, -mergell und -tone

T .lagenàtT^Tîgôrm-Scml Bryozoenkalk und Ool Kalkstein von Caën

Kalke

Unter-Oolith

Bajocien (Korallenka im Jura) (Sande mit Lignit)

Midfordsand z.T.

Oberer Liaston (Upper Lias clay) und

Midfordsand

Tone, Mergel u. sandige Schiefer (Alum-Shale)

Eisenschüssi

und Oolithe

Iladiolariengesteine und Aptychenkalke

o Schichten mit A. transzer-g sarius im Etschtale -i und am Gardasee

Spongitenkalkc in Oberschlesien

Sande und Tone (Bimam-matm-Schichten), Olo-mutschan bei Brünn Transversarius- Schichten der Klippenzone Kalk von Cellechowitz in Mähren und Kalkmergel in Oberschlesien_

q Brachiopodenkalke v. Vils in Nordtirol (Vilser Schichten)

Macrocephalenkalk (im Brieltal)

<. oolith. Kalke m. Ammon.) ( Kalke mit Posid. alpina

M ucrocephalus- Schichten des Krakauer Gebietes (Bai in)    ^

Klausschiehten im Banate (Svinitza) u. in Südost-Siebenbürgen, Nordost-Bumänien usw.

Kalke, Mergel und Sande

Mergel mit Posidonien I E isenoolith mit A .bifront]

Ammonitenkalke v. St. Veit bei Wien

! Pflanzenführende Sande, Sandsteine und Tone in Sctttzei-Kalke der Osterhorn- ! Oberschlesien

gruppe

Oolithe von San Vigilio mit A. Murchisonae und A. opalinus

•T ura-Pleckenmergel der Klippenregion der Karpathen mit A. Murchi-sonae u. m. A. opalinus

Mittlerer

Liasien

Middle Lias

o?

A. spinatus

A. margaritatus

Amaltheentone

Amaltheentone

-i

A. Davon A. ibex A. Jamesoni

Numismalis-Mergél

Schichten mit Amm. capri-cornus

Mittlerer Lias oder

„Marl stone“

Kalke und Mergel mit Pecten aequivalvis Kalke mit A. margari-tatus

Mergel mit Ter. numis-\ malis

Schwa

Unterer

Sinémurien

Lower Lias

A. rancostatus A. oxynotus A. obtusus A. Bucklandi

Turnen- Tone

Schichten mit A. brevispina Schichten mit A. planicosta

- Adneter Kalke —

Arieten- oder Gryphiten-kalke

A- angu’atus    Angulatus- Schichten

A. planorbis (psilo J PsiiowoiMS-Schichten notus)

Arietenschichten

Unterer Lias

Angulatus- Schichten Psilonotus- Schichten

(Lower Lias)

Gryphæenkalky Luxemburger Sandst.

Angulatus-Kalk

Kalk und Mergel mit A. psilonotus

Bunte Cephalo*

Jwejms-Schich- ~ ten bei Gießhübl >> (Wien SW)

Ö § _ Rote Kalke mit ^

l'5î|

■g ,jj 5h g Schafberg,

3 ä à - Hagengebirge

S fi „5 USW.

41 Hi

5 .2 Ü—    a

'S Hierlatzkalke v. d. 3 2 Hierlatzalpe, Vor- S-¹ der-Schafberg usw. g

®|S-s-Zone des.

^ AJæ 3 Amm. rotiformis

^ g ^ Amm.marmoreus -2 S Amm. megastoma Ei g&Amm. calliphyllum

Schiefer von Mariatal in den Kleinen Karpathen

di

’ÖJ

t>ß

i Adneter Schichten in Siebenbürgen und in der Bukowina

Im Banate mit den Kohlen von Steierdorf u. Dren-kova u. zu Fünfkirchen in Ungarn (Grestener Fazies)

Enzes-

felder

Kalke

Cephalopodenkalk in Siebenbürgen

24*

in England bei Lyme Regis die Ichthyosaurier (.Ichthyosaurus und Plesiosaurus Taf. XVIII. 1—I).

Lias ß besteht aus Tonen und Schiefertonen (Turneritone), welche man nach verschiedenen (meist verkiesten) Ammoniten von unten nach oben in drei Zonen gegliedert hat: die des Amm. obtusus (Fig. 383), oxynotus (XIII. 1) und raricostatus (XIII. 3).

Der mittlere Lias. Lias y. Mergel, vielfach rostig gefärbt, die Numismalismergel, nach dem häufigen Vorkommen der flachen Terebratula numismalis (XII. 3). Amm. Jamesoni (Fig. 384) und Davoëi (Fig. 385) bezeichnen bestimmte Horizonte oder Zonen.

Lias ö. Fette Tone. Die Amaltheen-tone enthalten eine Fülle von Fossilien. Amm. amaltheus (= margaritatus XIII. 6) und Costa,tus spinatus (XIII. 4) bezeichnen zwei Zonen. Außerdem finden sich häufig: Belem-nites paxillosus (XII. 18) und Pentacrinus basaltiformis (XII. 1).

Fig. 383. Ammonites (Arietites) obtusus Sow. (= A. Turneri Quenst.)

Von der Seite. Furchen und Kiel an der Externseite, „nicht sonderlich ausgeprägt“.

Der obere Lias. Lias e. Bituminöse Schiefer und Schiefertone. Die Posidonien-schiefer mit Posidonia Bronni (XII. 10), Amm. communis und anderen Arten, enthalten auch Fische, Ichthyosaurier (XVIII.

1—3 und Fig. 387, S. 374), nackte (das heißt schalenlose) Cephalopoden, Belemnites acuarius (XII. 22), Belemnites digitalis (zu oberst) usw. Berühmte Ichthyosaurus-Fundorte sind Holzmaden in Schwaben und Banz südlich unweit Koburg in Franken. Lias e wurde in vier Zonen gegliedert und nach den Ammoniten annularis, serpentinus, bifrons (XIII. 8) und crassus (von unten nach oben) bezeichnet.

Lias £. Graue Kalkmergel, die Jurensismergel, mit Amm. radians (XIII. 9) und Amm. (Lytoceras) jurensis (XIII. 10). Von Belemniten: Belemnites digitalis (XII. 19). —

Auch in den Alpen liegen über demRhät Kalke mit Amm.planorbis (so am Pfonsjoche in Tirol, in der Osterhorngruppe in Salzburg usw., aber auch unweit von Wien bei Kalksburg, hier mit A. Johnstoni und zahlreichen Cardinien). Darüber finden wir recht verschiedenartige fazielle Ausbildungen. Cephalopoden führende Abteilungen sind: die Enzesfelder Kalke (Enzesfeld in Niederösterreich) mit zahlreichen Arietiten und die darüber folgenden roten Adneter Marmorkalke (Adnet bei Hallein im Salzburgischen), in welchen, neben Arietiten, auch Formen aus höheren Abteilungen Vorkommen, so: riesige Stücke

von Anim, oxy notas, dann Formen, welche an Amm. raricostatus anschließen, ferner solche, welche dem Amm. radians entsprechen. Phylloceras (XIII. 7) und Lytoceras treten daneben auf, so daß sich Ammoniten aus den verschiedensten Abteilungen des mitteleuropäischen Lias in dieser Schichtengruppe beisammen finden.

Ü3

SS

Fig. 384. Ammonites (Dumortieria) Jamesoni Sow.

Aus dem württembergischen Mittelgamma.

Fig. 385. Ammonites (Aegoceras) Bavoëi Sow.

Aus dem oberen Gamma Württembergs.

Auch die Algäu-Mergelschiefer (graue, mergelig-schieferige Gesteine) enthalten viele Ammoniten des mittleren und oberen Lias, so Amaltheen und Ra dian s - F o r m e n. Die Fleckenkalkmergel liegen an manchen Stellen im österreichischen Voralpengebiete unmittelbar über den Kössener Schichten, während sie an anderen Orten der Nord- und Siidalpen in einer höheren Lage beginnen.

mm

Aus den Hierlatzkalken.

Eine Brachiopodenfazies stellen die weißen oder roten Marmorkalke der Hierlatzalpe bei Hallstatt vor, welche sich, als „Hierlatzkalke“ bezeichnet, weit verbreitet in den Kalkzonen der Alpen beobachten lassen. Sie sind reich au Braehiopoden (Terebratula Andleri XII. 4, Rhynchonella, Spiriferina) und Crinoiden („Crinoidenkalk“); sie ent- Fig. 386. Ammonites (Aegoceras) halten aber auch Gastropoden (z. B. brevüpina{büpinainsGeyer)Sow. Neritopsis elegantissima XII. 15), Bi-valven und meist kleine Exemplare von Ammoniten, so Amm. brevi-spina (Fig. 386) und Amm. cylindricus (XIII. 5) des unteren und mittleren Lias.

Weite Verbreitung in den Ostalpen, aber auch in der Gegend

von Fünfkirchen in Ungarn und im Banate, besitzen die Gr est en er Schichten (Gresten am Nordrande der Kalkzone in Mederösterreich): sandige Mergelschiefer und Schiefertone mit Kohle. Letztere wird in der Nähe von Waidhofen an der Ybbs in Nieder Österreich in unbedeutender Menge abgebaut, hat dagegen bei Fünfkirchen in Ungarn einen recht bedeutenden Bergbau ins Leben gerufen. Die Mergel enthalten Brachiopoden und Bivalven, die Scliiefertone aber Pflanzenabdrücke (Cycadeen und Farne). Sie liegen über den Kössener Schichten und werden von Fleckenmergeln oder höheren Juraschichten überlagert. Die Fazies der Grestener Schichten reicht nach F. Trauth bis in den Lias ö.

Ivi

Eine Fauna des obersten Lias (vielleicht Jurensis-Schichten) fand F. Toula (1908) im Bandgebirge der Wiener Bucht bei Gießhübl (Mödling W).

Fig. 387. Ichthyosaurus qucidriscissus Quenst. (Nach Eberh. Fra as 1892.)

Aus den Posidonienschiefern von Holzmaden in Württemberg.

In den Südalpen, so bei St. Cassian in Tirol, gibt es Brachio-podengesteine mit Terebrahda Aspasia (XII. 5), welche ihrer Fauna nach mit Ablagerungen auf Sizilien übereinstimmen. Eine größere Entwicklung zeigt der alpine Lias in den „grauen Kalken Südtirols“, im Etschtal bis 600 m Mächtigkeit erreichend. Es sind mergelige, dolomitische und Cri-noidenkalke, Schiefertone und Oolithe, zum großen Teil Seichtwasserbildungen, welche aber einerseits auch Brachiopoden- und Ammonitenkalke, anderseits lokal pflanzenführende Schichten (bei Rozzo)

eingeschaltet zeigen, was für beträchtliche Wandlungen der faziellen Verhältnisse spricht. In ihrem Hangenden treten bis 170 m mächtig werdende gelbe Kalke auf. Eine ähnliche fazielle Verschiedenheit trifft man in Slidtirol auch in den höheren Abteilungen der Juraformation.

Ein eigenartiges Liasvorkommen findet sich bei Mariatal in den Kleinen Karpathen, wo in den dortigen leider kalkreichen Dachschiefern neben Belemniten und Fucoiden zerquetschte Ammoniten Vorkommen, die an Anim, radians (XIII. 9), Arum, bifrons (XIII. 8) und andere Arten erinnern.

B. Ber bramie Jura (Dogger) (Taf. XIV, XV und XVIII).

Der braune Jura (Dogger). In Schwaben beginnt der braune Jura mit dunklen Tonen (a) und auch die obersten Bänke des £ werden von dunklen Tonen (Ornatentonen) gebildet, gegen welche der weiße Jura a mit seinen hellen Mergeln scharf abgrenzt. Ähnlich so verhält es sich in Franken, in Lothringen und im allgemeinen auch im nordwestlichen Deutschland, nur daß hier der „obere braune Jura“ (e und £) von einigen Autoren (z. B. von K. von See bach) in gleicher Weise wie in England und Frankreich bereits zum Malm gestellt wurde. In diesen beiden Ländern spielen oolithische Kalke eine ganz besondere Rolle, während in Schwaben und Franken die Kalkoolithe fast ganz fehlen und nur Eisenoolithe in einzelnen Abteilungen auftreten. In Deutsch- und Französisch-Lothringen und in Luxemburg sind oolithische Eisensteine, die „Minette“, von Wichtigkeit, welche in mehreren Horizonten des unteren braunen Jura lagernd das bedeutendste Eisenerzvorkommen in Mitteleuropa darstellen. (Erzgewinnung schon im Jahre 1909 Uber 35 Millionen Tonnen im Werte von weit über 100 Millionen Mark.) In Frankreich und England wird a zuweilen noch zum Lias gezählt. Die Gleichheit der für die einzelnen Stufen oder Zonen namhaft gemachten Leitfossilien (man vergleiche die Tabelle) erlaubt in der außeralpinen westeuropäischen Juraprovinz im allgemeinen recht gut die Übereinstimmung festzuhalten.

Der untere braune Jura in Schwaben.

vor; vor. erhalten.

Dogger a. Die Opalinus-Tone. Dunkle schieferige Tone mit Amm. opalinus umschließen eine Kalkbank mit kleinen Bivalven: Astartenbank mit Astarte opalina. In den unterhalb gelegenen Tonen findet sich Amm. torulosus (XV. 1), daneben Amm. opalinus (XIV. 17), in den darüber hangenden herrscht Amm. opalinus ( Opalinus-KnoMsn) neben diesen kommt häufig auch die Trigonia navis (XIV. 8) Die Fossilien sind mit den zum Teil opalisierenden Schalen

Dogger ß. Die Aram. Murchisonae-Stufe (XIV. 18) führt in Schwaben Eisensandsteine und Roteisenoolithe, welche bergmännisch abgebaut werden (bei Aalen). Gelbe Sandsteine, „Personatensandsteine“, im hangenden Teile, enthalten Schalen und Abdrücke

von

Pect en personatm (XIV. 7) und demissus.

Der mittlere braune Jura.

Dogger y. Blaue Kalke mit Amm. Sowerby (XV. 2) und Amm. Sauzei. Eine Korallen führende Mergelschichte findet sich im unteren Teile (Korallen zum ersten Male im Schwäbischen Jura), Eisenoolithe im Hangenden.

Dogger ö. Die Humphriesianus-Stufe. Unten die Giganteustone mit Belemnites gigantem (XIV. 21) und Trigonia costata (XIV. 9), darüber Mergel mit Kalkbänken (Ostreenkalke): Ostrea cristagalli (— 0. flabelloides, XIV. 6); zu oberst Eisenoolithkalke mit coronaten Ammoniten (Amm. Humphriesianus XIV. 19) = die Bifurcatenschich-ten. Häufig ist in â Pholadomya Murchisoni (XIV. 10), Terebratula perovalis (XIV. 3). Die „Coronaten“ treten auch in den Tonen Norddeutschlands, in den Oolithbänken (Inferioroolite) Englands und im oberen Bajocien Frankreichs als bezeichnende Fossilien auf.

Der obere braune Jura.

Dogger e. Tone und Oolithe mit Amm. Parkinsoni (XV. 5), darüber Tone mit Rkynchonella varians und mit Ostrea Knorri (XIV. 13), zu oberst Oolithe mit Amm. macrocephalns (XIV. 20), Terebratula lagenalis (XIV. 2). Belemnites canaliculatus ist eine im ganzen mittleren braunen Jura verbreitete Form.

Dogger £. Der Ornatenton mit verkiesten Fossilien, unter welchen viele Ammoniten besonders bezeichnend sind: Amm. ornatus (XV. 6), Amm. hecticus (XV. 3), Amm. anceps (XV. 8); außerdem kommen vor: Belemnites Galloviensis (XIV. 22) und andere Arten.

In den oberen Tonlagen (mit Eisenoolith und Glaukonit) treten auf: Amm. athleta, (Fig. 388) und Amm. Lamberti. In einer obersten Mergellage mit Kalkknollen und verkalkten Versteinerungen kann man neben Amm. Lamberti auch andere Arten sammeln, welche in Frankreich und England, ebenso wie die Äquivalente des Ornatentones, die Kellawaytone oder das Callovien der Franzosen, bereits dem Malm zugezählt werden. Das Hauptlager von Ammonites Lamberti und cordât us (XV. 4) befindet sich in Frankreich, England usw., im unteren Oxford, an der Basis des weißen Jura. —

Im östlichen Deutschland beginnen die Juraablagerungen mit der Zone der Ostrea Knorri, in Rußland mit dem Macrocephalen-Horizonte. In England enthält der Great Oolite oder Bath Oolite

(„Bathonien“ in Frankreich) eine größere Wichtigkeit (trefflicher Baustein) und umschließt eine reiche marine Fauna. (Viele Fische und Reptilien: neben Plesiosaurus und Ichthyosaurus erscheint auch Iguanodon.) Das Liegende bilden die Stonesfieldschiefer, eine Ästuarienbildung mit kohligen Einschlüssen und mit einer merkwürdigen Fauna von Beuteltieren und Kloakentieren, z. B. Amphitheriiim (XVIII. 10) u. a. Auch im Hangenden des Great Oolite finden sich stellenweise ähnliche Ästuarienabsätze sandiger Natur, an anderen Orten aber treten marine Ablagerungen mit reicher Fauna auf (Tere-bratnia digona, XIV. 4), welche zu den nächstfolgenden Schichten. den Übergang vermitteln.

Fig. 888. Ammonites (Peltoceras) athleta Phill.

Aus dem oberen Callovien. In kleineren verkiesten Formen im oberen Ornatenton Württembergs.

In den Ostalpen stellen sich Schichten des braunen Jura nur selten ein. Der unteren Abteilung entsprechen z. B. die Oolithe von S. Vigilio am Gardasee. Der mittleren Abteilung gehören an die Schichten mit Posidonomya alpina und die Klausschichten (nach der Klausalpe bei Hallstatt), meist braunrote Kalke mit Eisenoolithkörnern, welche z. B. auch bei Vils und in Niederösterreich unweit Rodaun (im SW von Wien) auf-treten, in ganz gleicher Ausbildung und ebenfalls auch mit großem Reichtum an Ammoniten an der unteren Donau, bei Svinitza im Banat und bei Greben in Serbien, sowie im transsylvanischen Gebirge bekannt geworden sind. Peri-sphinctes triplicates (XV. 10) und verschiedene Coronaten sind besonders häufig. Auch Ammoniten der Geschlechter Phylloceras (XV. 12) und Lytoceras (XV. 9) kommen vor. Ebenso sind Crinoidenstielglieder, Gastropoden und Brachiopoden nicht selten. Auch die grauen Kalke von St. Veit bei Wien mit vielen zum Teil sehr großen Coronaten (im Hum-phriesianus) und Belem rät es giganteus gehören dem mittleren Dogger an.

In den Ostalpen hat man bei Vils in Nordtirol außer den Ammonitenkalken noch weiße oder rötliche Brachiopodenkalke beobachtet (Vilser Schichten), welche dem obersten braunen Jura (dem Kellaway) oder unteren Malm entsprechen. Terebratula pala (XIV. 5) und andere Terebrateln erfüllen ganze Bänke.

Überaus reich an Fossilien sind die Oolithe von Bai in bei Krakau, deren fossilienführende, kaum einen Meter mächtige Schichte

Arten umschließt, welche sich im deutschen braunen Jura von ô bis 'Ç ßnden, z. B. Trigonia costata, Ammon, ornatus. Im nahen Oberschlesien sind außer den Oolithen ( Macrocepha Ins -Zone) Schiefertone mit Amin. Parhinsoni und unter diesen noch Sande, Sandsteine und weiße (feuerfeste) Tone mit Pflanzenresten verbreitet.

C. Der weiße Jura (Malm) (Taf. XVI—XVIII).

Der weiße Jura in Schwaben (Fig. 377, S. 367) und ähnlich so auch in Franken wurde von Quenstedt gleichfalls in sechs Abteilungen gebracht, welche jedoch weniger gut auseinander zu halten sind, weil im weißen Jura zwei faziell scharf zu unterscheidende Entwicklungen parallel verlaufen, was sich schon in den petrographi-sclien Gegensätzen scharf ausprägt, indem massige, der Schichtung

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Fig. 389. Spongienriff im oberen Jura Schwabens. (Nach Eberhard Fr a as.)

la, lb, lc Weißer Jura a, ß, y. 2 Der Spongienriffkalk. 3 Gehängeschutt.

mehr oder weniger entbehrende Riffkalke (klotzige Felsmassen bildend), neben wohlgeschichteten bis plattigen Kalken und Mergelkalken auftreten. Die ersteren sind durch das lokal sehr massenhafte Vorkommen von Spongien oder Korallen und andere, Flachmeer und Riffe bewohnende Organismen, die letzteren durch Cephalopoden, Krebse, Fische und andere Wirbeltiere ausgezeichnet, was recht sehr an die faziellen Gegensätze erinnert, wie wir sie in der alpinen Trias kennen gelernt haben (Fig. 389 nach Eb. JA'aas). In Schwaben wird der Malm 300—400 m und darüber mächtig. Die Mannigfaltigkeit der Fossilreste ist eine außerordentlich große, mit gegen 7000 Arten.

Der untere weiße Jura.

Malm a. Über den dunklen Ornatentonen treten in Schwaben helle mürbe Tone und Mergel auf, welche neben vielen anderen Fossilien (Eehiniden, Muscheln, Cephalopoden usw.) eine Menge recht

wohl bezeichnter Terebrateln enthalten (Terebratula impressa XYI. 14), weshalb sie von Quensteclt die „Impressa-Tone“ genannt wurden. In ihren tieferen kalkigen und oolithischen Lagen findet sich selten Amm. transver sarins (XVII. 8) und zu unterst Amm. per armat ns, eine Art mit gerundeter Externseite und mit kräftigen Knoten an den Flanken, in Schichten, welche sich mit jenen der schon erwähnten Zone des Amm. cordatus (XV. 4) verbinden.

In England entsprechen diesem Impressa-Aonzonte die dunklen Tone von Oxford.

Malm ß. Wohlgeschichtete Kalke mit vielen Ammoniten (Am-monitenfazies), auch nach dem Amm. bimammatus (XVII. 6) oder dem Amm. biplex (XVII. 12) genannt. Die Schwammkalkbildungen mit vielen Spongien, z. B. Tremadictyon (XVI. 1), Cidariten, Crinoiden, Khynchonellen usw. beginnen schon im a über den Schichten mit Amm. transversarius und treten in scharfen Gegensatz zu den plattigen Kalken. In Nordwestdeutschland (Hannover) sind korallenführende Oolithe, in England und Nordfrankreich typische Korallenkalke (Coral rag = Corallien), in Südfrankreich und der westlichen Schweiz Kalke mit Diceraten (Dîneras arietinum XVI. 22) in Übereinstimmung gelagert.

Der mittlere weiße Jura.

Fig. 390. Terebratula

humeralis

Koemer.

Aus dem mitt leren Malm.

Malm y = Malm d. (Aptychus-Mergel und der dickbankige Mutabilis-KAk, tonige Kalkbänke und wohlgeschichtete Kalke, mit Amm. polyplocus (XVII. ( Waldheimia) 9), Amm. tenuilobatus (XVII. 4) usw., und mit vielen Aptychen treten neben typischen Schwammkalken auf, die als „plumpe Felsenkalke“ ansehnliche Felsmassen bilden (Fig. 389, S. 378). Die letzteren enthalten, neben den Spongien, Echinodermen, JRhynchonella lacunosa (XVI. 18) usw. Die Felsenkalke reichen von ô—£.

In Norddeutschland ist dasVorkommen der dickschaligen Nerineen (z. B. Nerinea tuberculosa XVI. 26) und der Terebratula humeralis (Fig. 390) hervorzuheben. Die Kimmeridgetone Englands stehen damit in Übereinstimmung.

Der obere weiße Jura.

Malm s. Plumpe Felsenkalke, Muschelmarmorkalke, auch Dolomite und Trilobahts-KAk (nach der Rhynehoneüa trilobata so genannt). Ihnen mögen die Tone und Mergel von Blaubeuren mit Exogyra virgula (XVI. 21), welche Form in Norddeutschland, England und Frankreich für diesen Horizont besonders bezeichnend wird, ent-

sprechen. Etwas tiefer liegen in Nordwestdeutschland, England und Frankreich die Schichten mit Pteroceras ocecmi (XVI. 24).

Malm 'Ç. Die Kelheim er Korallenriffkalke mit Diceras, die Nattheimer Korallenriff'kalke mit Thecosmilia, trichotoma (XVI. 5), Isastraea helianthoides (XVI. 4) und vielen anderen stockbildenden Korallen, mit Cidaris coronata (XVI. 12) und Crinoiden (XVI. 6), mit Brachiopoden, z. B. Rhynchonella inconstnns (XVI. 17), Terebratula imignis (XVI. 15), Megerlea pectunculoides (XVI. 19), Terebrcdula

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tv hi

L-

Fig. 891. Einer der Steinbriiche von Solnhofen in Baj^ern.

Im Hintergründe Hügel aus dem Abraum und Abfall (Hach einer phot. Aufnahme des Prof. Kampmann.)

trigonella (XVI. 16) usw. Die Nusplinger Krebsscherenkalke und die Solnhofener Plattenkalke oder die lithographischen Schiefer (in Franken) mit Flugsauriern, Fischen usw., die letzteren mit weltberühmter formenreicher Fauna, die bei dem großartigen Stein bruchbetriebe (Fig. 391) behufs Gewinnung von lithographischen Steinen und Pliasterplatten („Eelheimer Platten“, nach dem Verladeplatz genannt) zutage befördert wurde. Die Plattenkalke sind dichte, überaus gleichmäßige Kalkschlammgesteine. Die Feinheit des Sedimentes — man dachte dabei z. B. an Lagunenbildungen gleichzeitiger Korallenriffe — erklärt die Erhaltung auch der zartesten organischen Reste.

(Etwa 600 Arten.) Man kennt von Solnhofen Quallen, Würmer, stellenweise zahlreiche stiellose Crinoiden (Saccocomo) und Schlangensterne (Geocoma), nackte Cephalopoden, Ammoniten (Amm. [Oppelia] litho-graphicus und steraspis), Belemniten und Aptjchen, vielerlei Insekten und ihre Larven, desgleichen Krebse und Fische (z. B. LeptoJepis sprattiformis XVIII. 6, Lepidotus), vollständige Skelette von Reptilien verschiedener Art, so z. B. Compsognathus, ein kleiner Vertreter, der zu den Dinosauriern gehört; von den Flugsauriern Pterodactylus mit kurzem (XVIII. 5), Rhamphorhynchus mit langem Schwänze sowie den befiederten Archaeopteryx lithographica (XVIII. 7), den „Vogel von Solnhofen“, mit bezahnten Kiefern und langem, eidechsenartigen, aber zweizeilig befiederten Schwänze.

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Die Solnhofener Plattenkalke und Kalkschiefer — sie liegen nach Job. Walther (1904) diskordant, in muldenförmigen Becken über den älteren Jurakalken — werden mit den unteren Portlandkalken Englands, den Schichten mit Trigonia gibbosa Sow. (Fig. 392) und mit den Nerineenkalken und Portlanddolomiten Frankreichs in Übereinstimmung gebracht und dem unteren Tithon zugerechnet, einer Übergangsstufe zur Kreide.

Fig. 392. Trigonia gibbosa Sow.

Aus den Portlandkalken.

Während in Süddeutschland die Solnhofener Stufe das oberste Glied des Jura vorstellt, folgen im südlichen England die Brack- und Süßwasserablagerungen des Purbeck, welchem in Nordwestdeutschland (z. B. bei Hannover, siehe Fig. 379, S. 367, das klassische Profil durch den oberen nordwestdeutschen Jura in der westfälischen Pforte südlich von Minden a. d. Weser) die über dem Portland („Eimbeckhäuser Plattenkalk“) folgenden Münder Mergel und der Serpulit, nach den zahlreichen Wurmröhren (Serpula) so genannt, entsprechen. Corbida inflexa (XVIII. 16) und Forbesi, Protocardium purbeckense (XVIII. 14), sind Brackwasser-, Physa Wealdensis (XVIII. 17), Paludina elongata (XVIII. 18), Cypris granulosa (XVIII. 13) sind Süßwasserformen dieser Stufe. Im englischen Purbeck fanden sich auch kleine Säugetiere, z. B. Plagiaulax (XVIII. 12), Triconodon (= Triacanthodon XVIII. 11) usw., Formen, deren Verwandte wir schon im Stonesfieldschiefer auftreten sahen. Das Purbeck steht in so inniger Verbindung mit dem Wäldertone Nordwestdeutschlands, dem Wealden Englands, daß es von manchen Autoren mit diesem zur untersten Kreide gestellt wurde.

Der französische Jura im Norden des Landes schließt sich innig an den englischen, jener im Südosten (im Rhönebecken) an die süddeutsche Entwicklung.

Die alpine Entwicklung des weißen Jura. Auch die Malmschichten treten in den Alpen vielfach nur örtlich auf. Man kennt Schichten mit Amm. transversarius im Gardasee- und Etschgebiete; die weißen und roten Kalke im Veronesischen (Ammonitico rosso) sind hierher zu stellen. Dem mittleren Malm gehören die Schichten mit Amm. (Aspidoceras) acanthicus (XVII. 10) an, ammonitenreiche Kalke, welche zuerst (von W. Benecke) in Südtirol und im Venezianischen nachgewiesen, später auch in den Karpathen und in Siebenbürgen, sowie in anderen Gebieten der mediterranen Provinz in weiter Verbreitung aufgefunden wurden. F. Toula beutete (1905) unweit Gießhübl bei Wien einen an Ammoniten, Aptychen, Belemniten und Brachiopoden (Terebratula janitor) überreichen neuen Fundort der Acanthicus-Schichten aus. Die betreffenden Kalkbänke erinnern petrograpliisch und faunistisch an die Fazies des „Ammonitico rosso“. Es sind festgebundene, dünnbankige Knollenkalke mit stellenweisen Hornsteineinschlüssen.

Über den Acanthicus-Schichten lagern weiße und rötliche Marmor kalke, welche in das Ti thon (Op pels) gehören und in der mediterranen Juraprovinz weit verbreitet auftreten, von den Apenninen und Sizilien durch die Westalpen (Mt. Salève bei Genf) bis in die Ostalpen und in die Karpathen. Sie sind teils als Ammonitenkalke (z. B. Amm. ptychoicus XVII. 5), teils als Brachiopoden- oder Di-phyenkalke mit Terebratula diphya (XVI. 20), teils als Nerineen-kalke (z. B. Nerinea Hoheneggeri, XVI. 29, und Stasxycii XVI. 30) oder als Korallenriffkalke entwickelt. Die Diphyenkalke (unteres Tithon) sind hauptsächlich in den Südalpen vorhanden, z. B. an der Etsch in Südtirol, sind aber auch in den Nordalpen an einzelnen Punkten, so bei Waidhofen an der Ybbs in Niederösterreich, angetroffen worden. Nerineenkalke kennt man z. B. vom Plassenberge im Hallstätter Gebirge (Fig. 368, S. 359). Nach dem Vorkommen der oberjurassischen Marmorkalke bei Stramberg in Nordmähren hat man die letzteren auch als Stramberger Schichten bezeichnet. Sie gehören dem oberen Tithon an. Der Hauptmasse nach werden die betreffenden Kalkmassen als Korallenriffbildungen aufgefaßt. Sie enthalten jedoch eine überaus reiche Fauna von Ammoniten {Amm. [Perisphinctes] transitorius, Amm. ptychoicus XVII. 5), Gastropoden (viele Nerineen), Bivalven (z. B. Diceraten), großen Brachiopoden (Terebratula: ticha-viensis), Ecbinodermen (Cidariten und Crinoiden), Fischen (z. B. Mir-codon XVIII. 8) usvv.

Eine der eigenartigsten tektonischen Erscheinungen des oberen Jura im ostalpinen und karpathisehen Gebiete sind die sogenannten Juraklippenberge, d. h. isolierte Vorkommnisse von Kalkschollen und Kalkklippen jurassischen Alters im Gebiete jüngerer Formationen, diesen emporragend (Fig. 393). Sie treten auch in der Nähe V ien auf. So sind die schon erwähnten Jurakalke bei St. Veit und jene im Lainzer Tiergarten bei Wien nichts anderes als Klippen. Sie lassen sich in einer langen Reihe durch das nördlich von der Donau gelegene Niederösterreich (bei Ernstbrunn mit reicher Fauna, vor allem

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Fig. 393. Die südlichen „Klippen“ von Jaworki bei Szczawnica.

(Nach einer photographischen Aufnahme von Karl Divalds Söhnen.)

Die große Klippe in der Mitte des Bildes und die beiden Klippen links am Bande bestehen nach V. Uhli g aus Crinoidenkalk. Bechts davon und dahinter eine Kuppe von Czorsztynerkalk und Tithon. Die kleinen Klippen gegen die Mitte sind Homsteinkalk. Die Klippen ragen aus kretazischen Schiefem auf („Hüllschiefer“). Die Hügel im äußersten Hintergründe sind jüngerer Blysch („Magurasandstein“).

Schnecken und Muscheln [D leer as], aber auch mit Seelilien: Riff- oder Zwischenriffbildungen, daun bei Staats, Falken stein), durch Mähren: Nikolsburg und Umgebung von Brünn, nach Stramberg verfolgen. In großartigster Weise finden wir sie jedoch in den Karpathen, und zwar in der südlichen Region der Karpathensandsteine. In einer Zone von etwa 100 km Länge zählte man in der Gegend von Neumarkt, westlich und östlich des Dunajecdurchbruches, in den „Pieni ne n“, in Galizien etwa 2000, zum Teil ganz kleine, zum Teil aber auch mächtige Bergmassen zusammensetzende derartige Bildungen, in den verschie-densten Schichtstellungen, so daß man an Trümmer eines zerbrochenen Gebirgszuges denken möchte. Eine anschauliche Darstellung dieses Gebirges gab V. Uhlig auf den zwei Kartenblättern Neumarkt-Zakopane und Alt-Lublau-Szczawnica der neuen geologischen Spezialkarte von Österreich (1:75.000). Die Gesamtzahl der Klippenberge aus Niederösterreich durch das Waagtal in Nordungarn bis Kis-Szeben nördlich von Eperies schätzt V. Uhlig auf 5000. Weiter nach Osten bis in die Marmarosch nimmt die Zahl derselben ab. Die einen lassen sich als Korallenriffe, die anderen als förmliche Ammoniten-

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Fig. 394. Die Klippenberge des Lutowatales im Arva-Komitate in Ungarn. (Nach Fr. v. Hauer.)

1 Roter Crinoidenkalk. 2 Roter knolliger Ammonitenkalk. 3 Schiefer und Mergel des N eokoin. 4 Mittlerer Karpathensandstein. 5 Oberer Karpathensandstein (Magurasandstein).

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Fig. 395. Durchschnitt des Hauptkammes und der Schloßklippe von Czorsztyn. (Nach V. Uhlig: „Führer“ 1903.)

1 Weißer Crinoidenkalk (Bajocien). 2 Roter Crinoidenkalk (Bath). 3 Czorsztyner Kalk. 4 Tithonkalk ( weiß und hellrot). 5 Tithoncrinoidenkalk (dunkelrot, schieferig). 6 Roter Schiefer und graue Fleckenmergel (Puchower Mergel) der Klippenhölle (Oberkreide).

breccienkalke, wieder andere als Diphyen- oder als Crinoidenkalke erkennen (Fig. 394 und 395). Dem Alter der Schichten nach kennen wir Ablagerungen aus allen Abteilungen der Juraformation in den Klippen, von den Jurafleckenmergeln des unteren braunen Jura bis zum obersten Tithon. — Ähnliche Klippen beobachtete man auch in der Bukowina, in den ostsiebenbürgischen Karpathen und in Rumänien.

Eine Vorstellung von der lokalen Häufigkeit der Klippen geben die Fig. 396 und 397.

Der obere russische Jura kann als ein Beispiel der Entwicklung in der schon erwähnten „borealen Juraprovinz“ gelten. Die Juraablagerungen beginnen mit dem obersten braunen Jura. Die Zonen

des A mm. macrocephaliis und der Ornatentone, also das Kellaway, sogar noch das Oxford zeigen viele Übereinstimmungen mit den

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Fig. 396. Die Czorsztyner Klippen. (Nach Y. Uhlig, „Führer4, 1903.)

Schräg schraffiert: Opalinus- und Murchisonae-Sch. Punktiert: weißer und roter Crinoidenkalk (Dogger). Schwarz: Czorsztyner Kalk und Tithon. Weiß: Oberkreide der Klippenhülle.

westeuropäischen Ablagerungen. Die in die untere Kreide (Rjäsan-schichten) hintiberreichende „Wolgastufe“ aber weist eigenartige

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Fig. 397. Die Klippengruppe von Jaworki. (Nach V. Uhlig, „Führer“ 1903.)

Punktiert: Dogger-Crinoidenkalk. Schwarz: Czorsztyner Kalk und Tithon. Senkrecht schraffiert. Hornsteinkalk. Weiß: Oberkreide (Klippenhiille). Quer schraffiert: Bankiger Sandstein. Schräg schraffiert: Alttertiäre Schiefer und Sandsteine der nördlichen Grenzzone. Gekreuzt: Andesit. (Ungefähr 1 : 30.000.)

Formen auf, wie den büschelrippigen Amm. virgatus (Fig. 381, S. 368) in der unteren und das Bivalvengesehlecht Aucella (Fig. 382, S. 368) in der unteren und oberen Abteilung. Die typischen Formen des alpinen Jura (alle Riffkorallen, Phylbceras, Lytoceras u. a.) fehlen dagegen gänzlich. Daß die Wolgastufe in manchen ihrer Arten Übereinstimmung mit dem englischen und nordfranzösischen (Boulogne-sur-Mer) Portland zeigt, daß ihre Vertretungen im nördlichen England (Yorkshire) Vorkommen und daß ihre südwestliche Erstreckung bis in die blähe von Wien (Nieder-Fellabrunn in der Gegend von Stockerau) reicht, sind Ergebnisse neuerer Zeit.

3. Die Kreideformation.

Der Name wurde nach der sehr auffälligen, in Südengland, Nordfrankreich und in den Ostsee-Küstenländern (Insel Rügen und Dänemark) auftretenden Schreibkreide gegeben.

Die fazielle Verschiedenheit der Kreideablagernngen ist schon in Europa allein eine sehr große, was eine Durchsicht der Gliederungstabelle (S. 392 und 393) sofort erkennen lassen wird.

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Pays de Bray Beauvais

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Fig. B98. Profil von Vernon nach Beauvais (im nördlichen Frankreich). (Nach E. Hébert.)

1 Unterer Kreidesandstein. 2 Grünsand und Gault. 3 Glaukonitische Kreide. 4 Kreidemergel. 5 Weiße Kreide mit Micr. cor testudinarium. 6 Weiße Kreide mit Micr. cor anguinum. 7 Weiße Kreide mit Belemnitella. 8 Tertiär, a und a Verwerfungen.

Von der Mannigfaltigkeit der Sedimente gibt Fig. 398 eine

Vorstellung.

Während in Südengland und ähnlich so in Nord- und Nordwestdeutschland Süßwasser- und Ästuarienbildungen eine große Rolle spielen, die durch das Purbeck mit den Jurabildungen unmittelbar Zusammenhängen, verbinden marine Ablagerungen in der mediterranen Region, z. B. im französischen Jura, in Südfrankreich und in den Ostalpen die Meeresablagerungen des oberen Jura (Tithon) mit jenen der unteren Kreideformation. Festländer mit Denudationserscheinungen bestanden dagegen während der unteren Kreide z. B. in Sachsen und Böhmen, wo die Transgression des Meeres erst in der oberen Kreide im Cenoman eintrat, in einer Periode, die

außer in den genannten Ländern, auch sonst den Beginn eines weitreichenden Übergreifens des Meeres über alte Festländer bezeichnet. So in Europa: in Belgien und im nordwestlichen Deutschland (Essen), im südwestlichen England und im Zentralplateau Frankreichs, in Rußland und Skandinavien. Aber auch in Vorder- und Ostasien und Hinterindien, in Nordafrika, in Ostafrika und auf Madagaskar sowie tast im ganzen Nord- und im östlichen Südamerika ist es ähnlich. Ihren Anfang nahm diese Transgression in einzelnen Gebieten übrigens schon während der unteren Kreide, besonders im Gault.

Groß ist die fazielle Verschiedenheit im Norden und Nordwesten von Europa und in Nordamerika, mit den vorwaltenden Ton-, Mergelschlamm- und Sandsedimenten, den südeuropäischen und mittelamerikanischen Kalksteinablagerungen gegenüber. In Südeuropa kamen die Caprotinen- (Requienien-) und Hippuritenkalke zu mächtiger Entwicklung. Lytoceras und Phylloceras blieben hier wie während des Jura charakteristische Erscheinungen. Freilich fehlt es auch in diesem Falle nicht an verbindenden oder vermittelnden Ablagerungen, wie sie etwa die Gosauablagerungen vorstellen, wo neben Rudisten, Nerineen und Actaeonellen auch die für die nördlichen Gegenden besonders bezeichnenden Inoceramen eine wichtige Rolle spielen und wo örtlich auch Kohlenflöze mit Iguanodonten auftreten. Dies ist in gewissen Gliedern der Sandsteinzonen der Alpen und Karpathen ebenfalls der Fall. Auch fehlt es im Balkanvorlande nicht an Inoceramen führenden Ablagerungen; aber auch Austern (Ostrea vesicularis XXI. 24), Belemnitella (XXIII. 1) und der für die oberste nördliche Kreide bezeichnende große Seeigel (Hemipneusles XXI. 18) wurden gefunden¹)- Ähnlich so verhält es sich hie und da im rumänischen Karpathenvorlande, wo man (z. B. bei Alberti) Inoceramen in Menge angetroffen hat.

Bei diesen Verschiedenheiten der beiden Hauptregionen hat F. Eoemer schon viel früher, als man es fiir den Jura angenommen hat, an klimatische Gegensätze gedacht.

In der nördlichen („borealen“) Kreideprovinz (Rußland, Skandinavien, das außeralpine Deutschland und Dänemark, Nordfrankreich und England sowie das nördliche Nordamerika) fehlen die Rudisten, Caprotinen und die riffbauenden Korallen, dafür treten die Inoceramen und Belemnitellen auf. Die südliche („mediterrane“) Provinz umfaßt Südeuropa, die Alpen und zum Teil die Karpathen, ferner das südliche Nordamerika und Westindien. Doch fehlt es auch hier

i) G. N. Zlatarski hat (1905) 80i verschiedene Arten bestimmt, zu welchen F. Toula, nach Bestimmung durch V. Uhlig, noch das Vorkommen von Ammonites netibergictts, dieser für das Mittelsenon bezeichnenden Art, stellen konnte.

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St. Laurent du Port

Col de Chartreuse

Col de Sorm (2033 m)

Col de Cucheron

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Fig. 899. Profil durch das Kalkgebirge von La Grand Chartreuse zwischen Grenoble und Chambéry. (Nach Ch. Lory.)

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1 Mittlerer Malmkalk mit Anim, tenuüobatus. 2 Kalk mit Ter ehr. janitor (Kimmeridge). 3 Berriaskalk.

4Neokom. 5 Urgon und Alb. 6 Senon. 7 Molasse.

Störungslinien.

8 Diluvium. 9 Alluvium, a, a' und a"

Fig. 400. Profil durch die untere Kreide des „Weald “ in England.

(Nach W. G ümb eis Darstellung.)

1 Portland. 2 Purbeck. 3 Hastingssand. 4 Wälderton. 5 Unterer Grünsand. 6. Gault. 7 Oberer Grünsand und 8 Schreibkreide (Chalk).

Eclaron

Louve mont

Brousseva

Fig. 401. Profil durch die untere Kreide im Departement Haute-Marne. (Nach I. Cornuel.)

1 Oolith. 2 Schwarze Mergel. 3 Sande mit Konkretionen. 4 Mergel und Kalke mit Spatangus. 5 Tone mit Austern. 6 Sandsteine und Tone. 7 Oolithe und Sandstein. 8 Tone mit Plicutula.

9 Grünsande. 10 Gaulttone.

nicht an Übergriffen, z. B. die schon erwähnten Inoceramenschichten in der alpinen Gosauformation und im Karpathen- und Wiener Sandstein. Kreidehölzer aus Deutschland zeigen nach W\ Gotlian Jahresringe, aus Ägypten stammende dagegen nicht. —

Die Gliederung der Kreideformation ging von England aus, wo man den Grünsand einerseits von dem Wälderton (dem Wealden). anderseits von der Schreibkreide (Chalk) und dem Kreidemergel (Chalkmarl) trennte. Der Gault-(Galt-) Horizont, das sind plastische Tone, erlaubte weiter den unteren von dem oberen (lower und upper) Grünsand zu unterscheiden. In Frankreich stellte Ale. d’Orbigny sechs Abteilungen auf: Neocomien (nach Neuenburg, dem alten Neocomum, in der westlichen Schweiz), Aptien (nach Apt bei Avignon) und Albien (nach der Aube, einem Nebenflüsse der Seine). Diese drei Abteilungen faßt man als untere Kreide oder als die sub-

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Fig. 402. Profil durch den Nordrand der böhmischen Kreide bei Böhmisch-Kamnitz.

(Nach Fr. Katzer.)

1 Gneis.

schichten. 6 Baculitentone.

2 Perutzer und 3 Korytzaner Schichten (Cenoman). 4 Weißenberger Schichten. 5 Iser-4—6 Turon.) 7 Chlomeker Schichten (Untersenon). 8 liasalt.

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Malnitz Kreuzberg Priesen

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Fig. 403. Profil durch die böhmische Kreide westlich von Laun.

(Nach Fr. Katzer.)

1 Perutzer und 2 Korytzaner Schichten. 3 Weißenberger Schichten. 4 Malnitzer Schichten. 5 Teplitzer Schichten. 6 Priesener Schichten. 7 Tertiär. 8 Basalt. 9 Schotter.

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Lissa Elbe

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Manderscheid Kaunitz Böhm.-Brod

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Fig. 404. Profil durch die böhmische Kreide zwischen Neu-Benätek und Böbmisch-Brod. (Nach A. Fritsch.)

6 Rotliegendes. 5 Perutzer und Korytzaner Schichten. 4, 3 und 2 Weißenberger Schichten und Semitzer Mergel, Drinover Knollen und Vehlowitzer Pläner. 1 Iserschichten.

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Fig. 406.

Fig.405.

Fig. 405. Profil durch die Kreide bei Löwenberg in Schlesien.

(Nach W. Gümbel.)

I Buntsandstein. 2 Cenoman (Grünsandstein). 3 Mergel. 4 Kalk und 5 Sandstein des Turon. 6 Oberquader. 7 Oberster Quader.

Fig. 406. Profil durch die Kreide von Pirna in Sachsen. (Nach H. Br. Geinitz.)

a Älteres Grundgebirge. 1 Grundkonglomerat; Koschützer und Niederschönaer Schichten mit Pflanzenresten (Credneria). 2 Unterer Quadersandstein (Cenoman). 3 Sandige Mergel. 4 Mittelquader (Bildhauersandstein) mit Inoceramus labiatus. 5 Mergeliger Grünsand mit Amm. Woolgari. 6 Plänerkalk mit Scaphites Geinitzi. 7 Baculitenmergel. 8 Über-(Ober-) Quader.

kretazische Formation zusammen. Das Cenomanien (nach Le Mans westlich yon Orleans), Turonien (nach Tours an der Loire) und Senonien (nach Sens an der Yonne) bilden die obere Kreideformation.

Was die Lagerungs Verhältnisse anbelangt, so wird aus den (Fig. 399—400) gegebenen Profilen klar, daß dieselben in der nördlichen Kreideregion im allgemeinen sehr einfach sind; nur örtlich kommt es zu weitergehenden Lagerungsveränderungen, die sich im Teutoburgerwalde und am Nordrande des Harzes bis zu Überkippungen steigern. Weitgehende Störungen begegnen wir dagegen in der südeuropäischen Region, im Bereiche der Kettengebirge (Fig. 398).

Vulkanische Vorgänge sind, wie im Jura, recht selten.

Aus dem nordöstlichen Mähren und Schlesien wären die Te-schenite und Pikrite anzuführen und auch aus den Pyrenäen sind kretazische Ausbruchsgesteine bekannt.

In Indien („Dekhantrapp“) und Chile kam es in der oberen Kreide zum Durchbruche porphyrischer Massen und auch im östlichen Balkan sind Anzeichen vorhanden (Gegend von Aitos), daß die dortigen andesitisch-porphyritischen Eruptionen während der Inoceramenkreide ihren Anfang genommen haben dürften.

Die paläontologischen Charakterzüge der Kreideformation erhellen aus den betreffenden Tafeln (XVIII—XXIV) und den dazu gehörigen Begleitworten, sowie aus den nachfolgenden Ausführungen. Die vergleichende Gliederung der Formation wird aus der Übersichtstabelle ersichtlich.

A. Die untere Kreide (Taf. XVIII—XX, XXIV).

Das Neokom. Ablagerungen dieser Abteilung fehlen in Süd Westdeutschland, die alpine Region ausgenommen, vollständig. Der Übergangsglieder einerseits aus dem Purbeck im nördlichen Deutschland und anderseits aus dem Tithon wurde schon gedacht.

Die Wäldertonformation oder der Wealden in Südengland (Fig. 400, S. 388), aus Tonen, Sanden und Sandsteinen mit kohligen Einschlüssen (sie ist terrestrischer Natur) und den brackischen, eisenschüssigen Hastingssanden bestehend, reicht aus Südengland nach Nordfrankreich und Südbelgien hinüber und erstreckt sich auch nach Nordwestdeutschland, wo sie sich über den Deister (Deistersandstein) und den Teutoburgerwald bis nach Braunschweig verfolgen läßt. Auf ausgedehnte Sumpfvegetationen sind die Kohlenflöze zurückzuführen, die sich in den letzteren Gebieten finden (mit Farnen, Cycadeen und Gymnospermen). Verschiedene Tierreste wurden bekannt. Eine der auffallendsten Erscheinungen unter den damaligen Landtieren sind die riesigen, bis 5 m hohen und 12 m langen Iguanodonten

aus der Ordnung der Dinosaurier. Die vollständigsten Reste stammen von Bernissart in Südbelgien (XXIV. 5). Diese und ihre Verwandten (Megalosaurus XXIV. 9, 10) bewohnten die Wälder. In den Sümpfen lebten Schildkröten und Krokodile; in den Gewässern außerdem Fische (Lepidotus XVIII. 9 und Sphaerodus). Cyrenen, Melanien, Paludinen und Cypris (Schalenkrebschen) gibt es in großer Menge.

Ganz ähnlich verhält es sich mit der unteren Kreide in Nordamerika, von wo überdies die ältesten Laubbäume bekannt geworden sind, und zwar in der sandigen „Potomacgruppe“ in Maryland und Virginien, die man als eine Deltabildung betrachtet. Die Potomacgruppe wird nach E. Berry (1908) in zwei Abteilungen gebracht, deren obere bereits dem Gault zugerechnete, die Dicotyledonen enthält.

Die marine Entwicklung ersieht man aus dem südfranzösischen Gebiete, wo Schichten mit Terebratula diphyoides (Berriasstufe, nach Berrias im Departement Ardèche am Ostrande der Cevennen), von wo auch Korallenriffbildungen, Nerineen, Brachiopoden und Aptychen führende Kalke, Schiefer und Mergel (Valangin-, Valend isst ufe, nach Valangin = Valendis im Jura) bekannt sind. Die Berrias-stufe wird auch als untere Abteilung der Valendisstufe angesehen (Fig. 399, S. 388). In den Ostalpen sind Berriasschichten besonders bei Kufstein im Nordosten Tirols mit den bezeichnenden Ammoniten dieser Stufe aufgeschlossen worden.

Später vollzog sich im Wealdengebiete ein Senkungsvorgang und marine Ablagerungen griffen über (Fig. 400), ja in Deutschland scheinen Übergriffe der marinen Ablagerungen schon während des Verlaufes der Wäldertonbildung erfolgt zu sein.

In Norddeutschland entstand der Hils mit seinen verschiedenen Ablagerungen, dem Hilskonglomerat mit Toxaster complanatus (XIX. 1), Ämm. Astierianus (XX. 2), Amm. radiatus, Ostrea macro-ptera (XIX. 10) und anderen Formen. Darüber folgen die Hilstone mit Belemnites pistiUiformis und mit Exogyra Couloni (XIX. 8). Auch Crioceras-Arten treten in den mittleren Lagen des Hils auf. In neuerer Zeit hat A. v. Koenen (1901) versucht, die untere Kreide Norddeutschlands nach bezeichnenden Fossilien, in der Art, wie es für den Jura durchgeführt worden ist, zu gliedern. (Man vergleiche die Tabelle S. 392.) In England ist es ganz ähnlich.

Die Tabelle läßt erkennen, daß viele der Formen auch in der französischen (Westalpen und Jura) und in der ostalpinen Region erscheinen. Ein Profil durch die untere Kreide am Südostrande des großen nordfranzösischen Beckens gibt eine Vorstellung von den einfachen und fast ungestörten Lagerungsverhältnissen daselbst (Fig. 401, S. 388).

Abteilungen

Nord- und Nordwest-Deutschland

Großbritannien

Gliederung der

Frankreich

K reide- F ormation.

Österreich

Alpenländer

Karpathen

und außeralpines Gebiet j

Balkanländer, Rußland usw.

Danien

Dänische

Stufe

Faxe-(Korallen-)Kalk in Dänemark mit Nautilus danieus

Pisolithkalk von Meudon mit Nautilus danieus

Untere Cosinaschichten (Karst) (Liburnische Stufe)

Ajka im Balconyerwalde Laramieformation (z. rJ’.) in N ordamerika

Sande von Saratow (Rußland)

Obere Kreide

Senon

Campanien

Champagne

stufe

Santomen

eien) Sain-

Ligérien Angoumien Loire- Angoulême stufe stufe

Kreidetuff von Mastricht

Weiße Kreide mit Belemnitella WeißeKreide mit Feuersteinen mucronata    (Mucronatenkreide)

Kreidemergel mit Belemnitella (Kreide von Korwich)

Upper Chalk, das ganze Senon umfassend

mucronata

Grünsand mit Act. quadrates

Aachener Sande (Inoc. lobatus) Quadratenkreide mit Martu-Sandmergel in Westfalen mit Marsupites Emscher-Mergel

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Kreide mit Micr. cor anguinum

Cuvieri-Pläner (Inoc. Cuvieri) Kr. mit Aller, cor testudinarium Scaphiten-Pläner (Scaphites Geinitzi, Amm. peramplus,

Spondylus spinosus)

Zone des Inoc. Brongniarti

Lower Chalk (ohne Feuersteine) Schichten mit Holaster planus Schichten des Inoc. Brongniarti

Süßwasserkalk (Provence)

Kreide von Meudon u. Reims

Kalke mit Ostrea vesicularis Hippuritenkreide im Süden

Q uadratenkreide ( Campanien) Kreide und Kreidemergel mit Marsupites, mit Micr. cor anguinum (Coniacien-Emscher)

Zone d. Micr. cor testudinarium

Kreide mit Micr. breviporus (Hippuritenkreide im Süden)

Nierentaler Mergel (Gmunden)

Gosauformation: Inoceramenschichten (Inocer. Cripsi)

Kohlenführende Schichten der Keuen Weit bei Wr.-Keustadt

H ippuriten-Actaeonellen-K eri-j    neen-Schichten

I (Marmor des Unterberges)

Zone des Inoc. labiates

Schichten mit Inoceramus labiates und Amm. Woolgari (Graue Kreide)

Kreidemergel und -kalke mit Inoc. labiates

Cenoman

Rotomagien

Rouenstufe

Kalk und Meigel mit Ammo- Kreidemergel (Chalk marl) nites Rhotomagensis

Glaukon. Mergel mit Amm. varions

Grünsand von Essen („Tourtia“)

Chloritische Mergel (Chloritic marl)

Oberer Grünsand (Upper Greensand)

Mergel mit Exog. lolumba (Caprinenschichten im Süden)

Glaukon. Kreide von Rouen Kalke mit Amm. Mantelli Kalke mit Orbitolina concava („Tourtia“ in Kordfrankreich und Belgien)

I lyschmergel und -Sandstein mit Fucoiden und Hieroglyphen Wiener Sandstein am Kahlenberg mit Amm. Mantelli Säntisschichten in der Schweiz und in Vorarlberg Orbitolina concava in Niederösterreich _

Untere Kreide (Subkretazisches System)

Ga ult

Apt-Urgon

Keokom

Albien

Aubc-

stufe

Aptien

Aptstufe

Flammenmergel mit Amm. inflates

Tone mit Belemn. minimus ,,    ,. Amm. tardefurcatus

,,    ,, Amm. Milletianus

Zone des A. furcates

Gargasmergel (A. Beshayesi)

Zone des A. AIbrechti Austritte

Hils-Formation

Barrêmien

Banême-

stufe

Hauterivien

Hauterive-

stufe

Valanginien|

Valendis-

stufe

Bernasien

Berrias-

stufe

Zone des Ancyl. trispinosum „    ,,    „ innexum

„    ,, Criocer. elegans

„    ,, Strombecki

Zone des Amm. Phillipsi „    „ Criocer. capricornu

„    „ Amm. noricus

„ Astieri ., psilostomus „    Keyserlingi

„ Gevrili

Wälderton (Delta- und Ästuarienfazies)

Deister Sandstein (Iguanodon) Unterer Wälderton

Blackdownschiohten (sandig) Gault

mit Amm. inflates, Beu-danti und Amm. auritus Gault mit Amm. mammillatus (Schichten von Folkestone)

Sandgateschichten Hvtheschichten m. Spee-tonton (Speeton Clay) (Amm. Beshayesi u. Be- c lemnites Brunsmcensis) ?

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Marine Tone, Speeton- £ schichten und Äther- .2 10 fieldschichten mit B ~ Crioceras (Insel Wight) ^

Graue Tone    ^

(Unterer Speetonton) 0 Schichten mit Amm. no- œ t ricus,Amm.Astierianus % a und Toxaster complet- B .. nates    2 x

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Punfieldschichten Limnische und marine ^ Bildungen

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Hastingssandstein mit Dinosauriern

Sandsteine und Tone mit Amm. inflates Grünsand mit Phosphorit Glaukonitische Kalke Sandsteine m. Amm.Milletianus

(targasmergel (Provence) Mergelkalk mit Ancyloceras Matheroni (Gargas)

Tone mit Exogyra aquila Mergel mit Plicatula

Grünsand mit Turrilites Bergeri (Vorarlberg)

Oberer Schrattenkalk (in Vorarlberg)

Radiolitenkalk

Orbitolinen-mergel Kaljr mit Requienia Lonsdalei u. ammonia

Orbitolinenschichten Kalk mit Scapk. Irani und

Crioceras

Kalke und Mergel mit <Spa-tangus

Kalk mit Belemn. dilatâtes Mergel von Hauterive(im Jura) Kalke mit Amm. Astieri und Crioceras Buvali

Aptychenmergel Rote Kalke (Dauphiné) Mergel mit Belemn. lates Eisenschüssige Mergel und Mergelkalke (Provence)

Kalk mit Natica Leviathan (im Jura)

Kalk mit Terebrateln diphyoides (Berrias)

Caprotinen-(Schratten-)Kalk und Kalk mit Orbit, lenticularis Bituminöse Fischschiefer von Comen (Karst)

Spatangenkalk in Vorarlberg Hauteriveschichten Roßfelder Schichten Cryptoceras-Mcvge\ in Niederösterreich

Aptychenkalkschiefer

Kreide-Flysch-Fazies = kretazische Wiener und Karpathen-Sandstcin-Mcrgelschiefer-Formation

Seewenschichten (Kalke und Mergel) der Kordalpen Scaglia der Südalpen Rudistenkalke der Südalpen und des Karstes

Btiomiiiteilenschichten bei Nikolsburg usw.

Baschker Sandstein, Inoceramus-Sandstein

Friedeckerschichten in d. Westkarpathen

Kreide in Böhmen und Sachsen: Chlomeker- (= Kieslingswalder-) Schichten (Überquader)

Piitseiier (ifaculiten-) Schienten Iserschichten oberer Teil Teplitzer Schichten (= Oberer Pläner und Quader) Iserschichten z. T. ilalnitzer Schichten (Grünsand) Weißenberger Schichten (=Mittl. Pläner und Quader)

Korytzaner Schichten (= Unt. Pläner, Unterer Quader und Grünsand in Sachsen) Rudistenbreccien bei Teplitz Porutzer Schichten m. Landflora (= Crednerienschiet'ertone v. Nieder-Schöna in Sachsen) Istebner Schichten (Westkarp.)

Baculitentone (in N.-Amerika)

kreidemergel m. Ostr. vesicularis u. ,1mm. neubergicus im nördlichen Balkanvoi lande Mucronatenkreide im mittleren Rußland

(Niobrara-)Montana-Gruppe

Inoceramen- und Ananchyten-kreide im Balkan Inoceramen im Eruptivtuff bei Aitos

Coloradogruppe

(Ropiankaschichten mit Inoceramen und Scaphiten i. d. west-und mittelgaliz. Karpathen?)

Brongniarti- und Cmwt-Kalke in Rußland

Massige Ammonitenkalke in Algerien

Unterer Quader bei Schumla Dacotagruppe in Texas

Turrilites-Mergel im Bakonyer-walde

Godulasandstein der Karpathen

Ellgotherschichten d. Karpathen Gargasmergel im Banat

O rb itol inenschichten

Wernsdorfer Schiefer i. Schlesien (Caprotinenkalk in Ungarn und Siebenbürgen)

Grünsand mit Amm. varions im mittleren Rußland Obere Orbitolinenschichten bei ICotel (Ostbalkan)_

Oberer Kubischer Sandstein Albsande in Mittel- und Kordrußland

Obere Potomacgruppe mit diko-tylen Pflanzenresten

Mergelkalk mit Berrias-Fauna in Vorarlberg und bei Kufstein in KO-Tirol

Biancone der Südalpen

Grodischter Sandsteine und Schiefer (Aptychus Didayi Belemn. bipartites)

Obere Besehener Schiefer (mit Toneisenflözen)

Aptschichten von Sistov (a. d. Donau)

Radiolitenkalk a. d. Kischawa Apttone u. -sande m.M. Beshayesi in Mittel- und Kordrußland

Untere Orbitolinenschichten im Balkan

Requienien- und Monopleurenkalke v.Rustschuku. im Balkan Tone und Sande in Mittel- und Kordrußland

Hauteriveschichten im Balkan Schichten mit Exog. Couloni in Hoch-Mösien

Bel. dilatâtes-Mergel b. Schumla Cryptoceras-Mcrgel im Balkan Keokom der Krim (Biassala) Pentacriniten-, Korallen- u. Ke-rineenkalke im östl. Balkan

Valangsandstein und Tone in Mittel- und Kordrußland

Teschener Kalke(z.

Mergel mit Ter. diphyoides in Spanien

Glaukon. Sande in Rjäsan (Ruß-land). Hangendes der Wolgaschichten

Untere Potomacgruppe in Kordamerika

In der Hauterivestufe (Hauterive im Neuenburger Kanton) gesellen sich dazu die eigenartig platten Belemniten: Belemnites dilatatus (XIX. 19). Crioceras Duvali (XX. 8) und Amm. Qrasianus (XIX. 21) sind neben Amm. Astierianus (XX. 2), Amm. cryptoceras (XX. 1) und Amm. neoeomiensis (XIX. 20) weit verbreitete Arten.

Diese Stufe findet sich in den Ostalpen in den Roßfelder-sehichten und in den Cr^foeeras-Kalkmergeln von Kaltenleutgeben bei Wien.

Eine ähnliche Fazies in der nächst höheren Urgonstufe stellt das Barrêmien der Franzosen vor (Barrême im französischen Departement Basses Alpes in der Provence) mit Macroscaphites Ivani (XX. 11) sowie die höhere Etage mergeliger Kalke der Aptstufe mit Ancyloceras {Crioceras) Maiheroni (XX. 12). Dem ersteren entsprechen

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Fig. 407.

Fig. 407. Profil durch die untere Kreide im Algäu.

Fig. 408. Profil durch die untere Kreide in Vorarlberg. (Nach W. Giimbel.)

1 Tithonkalk mit Terebr. diphya. 2 Mergelschiefer mit Terebr. diphyoides, Aptychus Didayi usw. 3 Kieselkalk mit Amm. Astierianus, Grasianus, Belemn. dilatatus. 3" Kieselkalk und Mergel mit Hauterive-fauna (Crioceras Duvali usw.). 4 Caprotinen- und Orbitolinenkalke (Schrattenkalk) am Hochglockner, Mergel und Mergelkalke, unten mit Caprotinen, oben mit Orbitolinen (Urgon-Apt.). 5 Gaultstufe: Mergel und glaukonitische Sandsteine. 6 Seewenkalk und -mergel (mit Inoceramen). 7 Flyschgesteine.

(nachV. Uhlig) die fossilienreiehen; dunklen, mergeligen Schiefer von Wernsdorf in Schlesien, während A. v. Koenen eines der bezeichnendsten Fossilien, den Amm. Albrechti Austriae, dem nächst höheren Horizonte zustellt. — Neben denselben entwickeln sich, besonders im südwestlichen Juragebirge der Schweiz, in den Alpen des Dauphiné und vielfach in den Ländern um das westliche Mittelmeer herum die rein kalkigen Requienien- (Caprotinen-) Schichten mit Requienia Lonsdalei und ammonia (XIX. 6) und mit Monopleura trilobata (XXII. 13), welche auch in den Schweizer Kalkalpen und in den Ostalpen, in Vorarlberg und im südlichen Bayern, als Schrattenkalk e, aber auch in der nordbalkanischen Kreide in größerer Mächtigkeit entwickelt sind (Fig. 407 und 408).

Eine eigenartige Entwicklung zeigt die untere Kreide im dinarischen Gebirgssystem (Fig. 356, S. 352), wo ebenfalls die Fazies der hellen Caprotinenkalke der mittleren Unterkreide eine

weite Verbreitung in den Faltengebirgen besitzt und auch dolomitische Ausbildung annimmt (Tschitschengebirge). Eine klare Vorstellung von dem gefalteten Aufbaue des Kreide-Eocängebirges der untersten Kerka (Sebenieo-Scardona im nördlichen Dalmatien), gibt die von Fritz v. Kerner hergestellte „stereopische“ Skizze (Fig. 409), in welcher man die Längstäler, Mulden- und Satteltäler sowohl als auch den die Falten durchsetzenden Durchbruchstalzug sehr gut verfolgen kann, mit der Bildung des Prokljansees dort, wo ein Teil des Nordostflügels abgesunken ist. — Örtlich (bei Comen im Nabresinaer Karst) sind bituminöse Kalkmergelschiefer mit Fischen („Fischschiefer von Comen“) eingeschaltet. Aus diesen Schichten wurde von A. Korn hub er (1893) eine an die Varaniden anzuschließende Eidechse als Carsosaurus beschrieben. Eine reiche Fischfauna neben

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Fig. 409. Stereopische Skizze des untersten Kerkagebietes.

(Nach Fr. v. Kerner, „Führer“ 1903.)

cd Dolomite und ck Kalke der Kreideformation, ek Kalke und em Mergel der Eocänformation.

vereinzelten Sauriern (Opetiosaurus Kornhuber 1901) haben dann dünnplattige Kalke des Oberneokom der Insel Lésina geliefert.

In diesem Stockwerke tritt in den Alpen auch das Foraminiferengeschlecht Orbitolinci (0. lenticularis) in großer Menge auf, und zwar in der Form von Orbitolinenkalken und als Orbitolinenmergel, welche Bildungen auch im Banat und im westlichen Balkan wohlbekannt sind und bis ins obere Apt reichen.

Ein eigentümliches Verhalten zeigen die unteren Kreide- (Caprotinen-) Kalke des Banater Gebirges (Fig. 410). Dieselben sind nämlich in der Nachbarschaft des dort auftretenden Eruptivgesteines („Banatit“, ein granitähnlicher Quarzdiorit) in kristallinischen Kalk umgewandelt, während sie, weiter ab von der Kontaktstelle, ihr normales Aussehen wieder annehmen. In der Kontaktzone tritt Granatfels auf. Kupfererze finden sich stockweise, mit Granatfels zusammen, zwischen dem kristallinischen Kalke und dem Banatit. An anderen Punkten wurden Eisenkiese und silberhaltiger Bleiglanz nachgewiesen. —

Der Apt- und A übest life entsprechen in England der Speeton-ton und die Gaulttone, in Norddeutschland aber die Tone mit Be-lemnites Brunsvicensis, die Gargasmergel (nach einer südfranzösischen Örtlichkeit so genannt), es sind die schon erwähnten Mergel mit Ancyloceras Matheroni (XX. 12) sowie Ammoniten führende Tone, die Tone mit Belemnites minimus (Minimus-Tone) und die nach ihrer Färbung genannten Flammenmergel.

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Fig. 410. Das Kupfererzvorkoinmen von Szaszka im Banat (Kontaktbildung).

(Nach Fr. v. Hauer.)

1 Kreidekalk. 2 Metamorphisch-kristallinischer Kalk. 3 Banatit. 4 Gangart (Granatfels) der Kontaktregion mit Kupfererzen (5).    «—g Bergbauhorizonte.

Im englischen Gault, aus dunklen plastischen Tonen (zum Teil glaukonitisch), Schiefertonen und Mergeln bestehend, finden sich: Anim, mammülatus (XX. 4), auritus (XX. 6) und Beudanti (XX. 7) sowie Hamites rotundus (XX. 10), sie sind aus den blauen Tonen von Folkestone bei Dover mit Perlmutterschalen in prächtiger Erhaltung bekannt geworden. In Frankreich sind es die tonig-sandigen Gesteine mit Amm. inflatus (XX. 5) und Phosphorit führende Grünsande, welche die obersten oder Albienschichten bilden. In den Ostalpen (Vorarlberg) folgen über den Caprotinen- und Schratten-kalken Bryozoen- und Radiolitenkalke und Grünsandsteine mit Tur-rilites Bergeri und catenatus (XX. 9). Andere Schichtglieder mögen aus der Tabelle ersehen werden.

B. Die obere Kreide (Taf. XXI—XXIV).

E. Kayser hat in der oberen Kreide von Deutschland (und des angrenzenden Böhmen und Mähren) folgende Verbreitungsgebiete unterschieden: Die Oberkreide von Aachen und Mastricht; das nordwestdeutsche oder niedersächsische Gebiet nördlich vom rheinischen Schiefergebirge und vom Harz; das sächsisch-böhmisch-mährische

Gebiet mit Niederschlesien und den Vorkommnissen zwischen Bayreuth, Regensburg und Passau; das oberschlesische Gebiet; das baltische von Pommern bis Lüneburg, das sich nach Dänemark und in das südliche Schweden erstreckt; die preußische Kreideplatte in Ost- und Westpreußen.

Daran wären in Österreich anzuschließen: das ostgalizisehe obersenone Kreidegebiet bei Lemberg mit Ananchytes obovatus, das sich nach Rußland ausdelmt, und die Kreide Vorkommen im alpinen und im Karpathengebiete.

Das Cenoman. In England, Nordwestdeutschland und Frankreich treten vor allem Glaukonit führende Gesteine auf: der fossilienreiche Grünsand von Essen („Tourtia“, nach einem belgischen Fundorte), der obere Griinsand, chloritische Mergel und der Kreidemergel (Chalkmarl). Amm. varians (XXIII. 12). Amm. rhotomagensis (XXIII. 8), Amm. Mantelli (XXIII. 10), Exogyra columba (XXI. 201, Orbitolina concava (XXI. 1) sind die auffallendsten Formen neben vielen Spon-gien, kleinen Seeigeln, Terebrateln Ostreen usw.

In der nördlichen Kalkzone in der Nähe von Wien hat

F. Toula das Vorkommen von Orbitolinen im Gebiete des Mödlingbaches bei Sparbach, Al. Bittner in der Gegend von Lilienfeld nacbgewiesen.

Mit dem Cenoman beginnt die bis in das unterste Senon reichende böhinisch-(sächsische) Kreideentwicklung, welche der weit verbreiteten Sandsteinstockwerke wegen als die Quadersandsteinformation bezeichnet worden ist (Fig. 402—406). Der Quadersandstein zeigt eine Säulen- und quaderförmige Zerklüftung (Fig. 411) und liefert vortreffliche Quadersteine für Bauzwecke. Die bizarren,großartigen Felsbildungen dieses Gesteins geben der „Sächsischen und Böhmischen Schweiz“ ihren eigentümlichen landschaftlichen Charakter und man hat die ganze Formation darnach auch das „Quadersandsteingebirge“ genannt. Neben den Sandsteinen und zwischen denselben, als zum Teil stellvertretende Ablagerungen (verschiedener Fazies), sind auch hellfarbige, wohlgeschichtete, ebenßächige, mergelige Kalke, der „Plauener Stein“ oder Pläner, weit verbreitet. In Sachsen beginnt das Cenoman mit Muschelbreccien und sandig-konglomeratisclien Bildungen, die in Gruben und Spalten des Syenites des Plauenschen Grundes erhalten sind, eine Riff-Fazies, ähnlich den Rudistenbreccien im Teplitzer Porphyr (man vergleiche die Tabelle), bei Niederschöna dagegen treten Sandsteine und Sehiefertone mit Laubpflanzen (Credneria XXIV. 11, Aralia XXIV. 14 usw.: „Credneria-Zone“) auf, welchen in Böhmen die Perutzer Schichten mit ihrer Flora entsprechen. Darüber folgt in Sachsen der sogenannte (zum Teil glaukonitische) Unterquader und

Unterpläner mit Exogyra columba (XXL 20), Amm.rhotomagensis (XXIII. 8), Ostrea carinata (XXI. 22), Pecten ('Jaunira) aequicostatus, quinque-costatus (XXL 26), digitalis (XXI. 27), nsw. in Böhmen aber die Ko-rytzaner Schichten, helle mittel- bis feinkörnige und auch glaukoni-tische Sandsteine und kalkige Schichten mit zahlreichen Conchylien.

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Fig. 411. Quadersandstein-Felspartie von Adersbach in Böhmen.

(Vach einer Photographie.)

In Böhmen wurden über den cenomanen Korytzaner Schichten folgende Kreidestufen ausgeschieden. Davon gehören in das Turon:

Die Weißenberger Pläner, welche am Weißen Berge bei Prag den Hauptbaustein („Opuka“) liefern, eine weite Verbreitung haben und weit in der Schichtenreihe bis zu den Teplitzer Schichten hinaufreichen. mit Inoceramus labiatus (XXII. 5), Janira, Pecten und Krebsresten (Callianassa XXIV. 1).

Die Malnitzer Schichten: Glaukonitische Sandsteine mit Ammonites Woolgari (XXIII. 9), Exogyra columba (XXI. 20), Inoceramus Brongniarti (XXII. 6).

Die Iserschichten: der mittlere Quadersandstein der Adersbacher (Fig. 411) und Wekelsdorfer Felsenlabyrinthe. Ihre Fazies hat weite räumliche Verbreitung in der böhmisch-sächsischen Schweiz und reicht örtlich auch bis in die Teplitz-Hundorfer Schichten und sogar über diese hinauf.

Die Teplitz-Hundorfer Plänermergelschichten mit Sca-phites Geinitxi (XXIII. 5), Ammonites per ampins (sehr groß werdend, XXIII. 11), Inoceramus Brongniarti (XXII. 6), Spondylus spinosus (XXI. 25), Ptychodus latissimus (XXIV. 2) und vielen anderen. (Hydraulische Kalke.)

Die Priesener Baculitenschichten: tonig-mergelige Ablagerungen, deren Stellung wieder von verschiedenen Geologen verschieden gedeutet wird. Baculites Faujasi (XXIII. 4), Micraster cor anguinum (XXI. 17), M. cor testudinarium und viele andere, zum Teil in Brauneisen umgewandelte Fossilien wurden beschrieben.

Die Chlomeker Oberquaderschichten, auch als Überquader bezeichnet, sind bereits unteres Sen on; dem Heuscheuerquader Petr a Schecks und dessen tonreichen Kieslings walder Sandstein (pflanzenführend) in der Grafschaft Glatz altersgleich, der mit dem Emscher verglichen wurde, womit die Reihenfolge der böhmisch-sächsischen) Kreide ihren Abschluß rindet.

U. Schloenbach hat schon 1868 die böhmische Kreide nach ihrer Fossilienführung folgendermaßen gegliedert:

1.    Zone der Trigonia sulcataria und des Catopygus carinatus (Cenoman: Unterquader und -planer und Hippuritenkalke).

Lücke: Es fehlen in Böhmen Äquivalente der Zone des Scaphites aequalis und der Zone des Ammonites rhotomagensis.

2.    Zone des Inoceramus labiatus: Tyssaer Sandsteinwände westlich von Tetschen („Königswalder Schichten“), Sandstein mit Calianassa bohemica, der Pläner des Weißen Berges.

3.    Zone des Ammonites Woolgari und Inoceramus Brongniarti.

a) Exogyrensandstein, b) Grünsandstein (Ostrea [Exogyra] co-

lumba, Inoceramen, Janiren, Pecten usw.).

4.    Zone des Scaphites Geinitxi und Spondylus spinosus (Scaphiten-schichten). Oberer Plänerkalk, Teplitz-Hundorfer Schichten, oberer Plänermergel, Iserschichten zum Teil.

5.    Zone des Inoceramus Cuvieri und Micraster cor testudinarium. Die Priesener Baculitenschichten.

6. Zone des Micraster cor anguinum, die obersten Quaderschichten. Chlomeker (= Kieslingswalder) Schichten bei Jungbunzlau.

Es ist dies eine Einteilung, welche mit jener vonW. Petrasclieck (1904) in schöner Übereinstimmung steht, sobald man die Zonen 3 und 4 Schloenbachs in einen engeren Verband bringt. Zone 1 entspricht dem Cenoman, 2, 3, 4 und 5 dem Turon, 6 dem unteren Sen on.

W. Petrascheck hat (1913) die böhmische Kreide als mit folgenden Zonen in Übereinstimmung stehend gegliedert:

1.    Die untercenomane Carinata- (Ostrea carinata) beziehungsweise Credneria-Titme = Perutzer und Korytzaner Schichten. Süßwasser- und marine Ablagerungen, die sich faziell vertreten können, mit einem Milchquarzkonglomerat im Liegenden und in den Perutzer-schichten, diese mit Kohlenschmitzen in grauen oder schwarzen pflanzenführenden Tonen. Die Korytzaner Quader kommen auch als glaukonitische, zum Teil sehr muschelreiche Sandsteine vor.

2.    Die obercenomane P tenus- {Actinocamax plenus-) Zone. Glaukonitische Sandsteine im Westen, Pläner und Plänersandstein im Osten seines Aufnahmsgebietes (Josefstadt-Nachod); mit Amm. Mantelli, Vota aequicostata, Pec ten asper und Ostrea carinata im glaukonitischen Sandstein, Actinocamax plenus, Inoceramus bohémiens usw. im Pläner und Plänersandstein.

3.    Die Lab iatns- {Inoceramus labiatns-) Zone.- Unterturone Plänermergel und Pläner, örtlich auch Plänersandstein.

4.    Die Brongniarti- (Inoceramus Brongniarti-) Zone. Mittel-turonc Quader, Mergel und Pläner mit Anklängen an die Fauna der Malnitzer und Iserschichten.

5. Die Scaphiten-(Scaphiies Geinitxi-) Zone. OberturoneMergel

und Pläner.

6. Die Cuvieri- (Inoceramus Cuvieri-) Zone nur in der rnittel-sudetischen Mulde = Heuscheuerquader, aus mittel- bis feinkörnigem, weißen, meist reinen Quadersandstein, Quarzsandstein aufgebaut. Wird mit dem Quader der Adersbacher und Wekelsdorfer Felslabyrinthe , gleichalterig angenommen.

Schon aus dieser Gliederung geht die örtliche gleichzeitige fazielle Verschiedenheit auf das deutlichste hervor, woraus wieder die Schwierigkeit entspringt, die Angaben verschiedener Autoren miteinander in Übereinstimmung zu bringen.

C. Z ah alka hat (1900) eine neue Gliederung der westböhmischen Kreide zu geben gesucht und dieselbe in zehn Stufen eingeteilt. Neuestens (1915) hat er eine größere vergleichende Arbeit herausgegeben, in der er auch die Unterkreide als in Böhmen vor-

handen anftihrt. Schon deshalb kann auf diese Darstellungen hier nicht eingegangen werden. —

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Im nördlichen und nordwestlichen Deutschland folgt über dem Untersenon: den mergelig-sandigen Gesteinen der Zone mit Micraster cor anguimim (XXI. 17), dem Emscher Mergel (mit Ammoniten und Inoceramen), der neuerlichst auch als eigene Stufe aufgestellt wird, den westfälischen Sandmergeln mit Marsupites (Fig. 412), den Aachener Sanden mit Inoceramen und Pflanzenresten und dem Grünsande von Aachen mit Actinocamax quadratics (XXIII. 2), Vota quadricostata usw. das obere Senon oder die Kreidemergel und die weiße Kreide mit Belemnitella mucroncita (XXIII. 1), welche dem „Upper Chalk with Flints“ Südenglands und der Kreide von Meudon mit Ostrea vesicu-laris (XXI. 24) in Frankreich entsprechen. Nach E. Holzapfel gehört zu diesem Horizonte der lokal im Aachen-Mastrichter Gebiete entwickelte Aachener gelbliche Tuffkalk, die sogenannte Tuffkreide und vor allem das mürbe., gelbe, sandige Gestein des St. Petersberges, bei Mastricht („Mastrichter Kreidetuff“), das viele Feuersteinlagen enthaltend, fast ausschließlich aus Bryozoen (z. B.

Fig. 412. Marsupites ornatus Sow.

Der Beutelerinit. Stiellos, mit fünf Armansätzen am Oberrande, die in der Zeichnung leider nicht deutlich gemacht sind.

Eschara) und Foraminiferen (Orbitulites XXI.

11, Siderolites XXI. 8 usw.) und deren Zerreibsei besteht, außerdem aber Krebse (Krebsscheren),

Seeigel (z. B. den eigenartigen Hemipneustes XXI. 18), Bivalveu (besonders Pecten und Ostreen) und Gastropoden enthält. Das berühmteste Fossil dieses Horizontes ist der Maassaurier (Mosa-sauras XXIV. 8), eine gewaltige, über 12 m lange Meeresechse mit eidechsenartigem Schädel. In großen unterirdischen Steinbrttchen seit vielen Jahrhunderten im Abbau, werden die herausgesägten Quadersteine weithin in den Niederlanden als Bausteine verwendet.

Die Faxekalke auf der Insel Seeland in Dänemark (daher der Stufenname Dan oder Da ni en) führen neben typischen Kreidefossilien (Ananchyten, Baculiten, Nautilus clanicus XXIII. 6 usw.) und neben Korallenbreccien einige Gastropoden, welche im Tertiär zur weiteren Entwicklung kommen. Es fehlen in dieser Abteilung schon die echten Ammoniten, weiter die Belemnitellen und Inoceramen. Es ist eine auch im südlichen Schweden vorkommende Stufe. Im nördlichen Frankreich liegen über der Kreide von Meudon die pisolithischen Kalke mit der Fauna der dänischen Stufe. Hier ist überall die Gliederung jener der nordeuropäischen ähnlich. Die einzelnen Abteilungen des nördlichen und nordwestlichen Deutschland lassen sich unschwer wieder erkennen.

26

Toula, Geologie. 3. Aufl.

Thalberg

Grünbach

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Fig. 413. Profil durch die Kreideschichten der Neuen Welt bei Wr.-Neustadt.

. (Nach Alex. Bittner.)

1 Konglomerate, Iludistenkalk, Sandsteine mit Pflanzenresten. Actäonellenkalk, Hippuritenkalk und Sandstein. 2 Kalkbank mit Nerinea bicinda, Schieferton, Sandstein, Kohlenschiefer mit Kohlenflözen, Sandsteine und Schiefertone. 3 Höfliche Sandsteine mit Orbitoides. 4 Mergel mit Inoceramus Cripsi.

Die obere Kreide Siidfrankreichs, des westlichen Juragebietes, in den Alpen,-in Nordafrika usw. ist (wie S. 387 angegeben wurde) durch die mächtige Entwicklung der Ru di st en ausgezeichnet. Die cenomanen Caprinenschichten mit Caprina adversci (XXII. 3), die turonen Hippuritenkalke mit Hippurites cornu-vaccinum (XXII. 1),

Spkaerulites angeioides (XXII. 4) u. a. und die Hippuritenkalke des

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Fig. 414. Pecopteris (Gleiehenia, Mertensia) Zippei Corda (Heer).

Zwei Abschnitte eines großen Wedels. Aus dem böhm. Pflanzenquader. Wird aus den Kohlenschiefern der Gosauformation sehr häufig angeführt. Auch aus der grönländischen"Kreide bekannt.

Fig. 415. Hehninthoidea labyrin-thica Heer.

Kach Th. Fuchs als Laichschnüre von Schnecken zu deuten.

oberen Senon im Rhonebecken können als Einzelvorkommnisse dieser aus der unteren Kreide sich fortsetzenden französischen Entwicklungsreihe betrachtet werden.

Eine eigentümliche Ausbildungsform der oberen Kreide bilden die schon erwähnten Gosauablagerungen in den Ostalpen (Fig. 413).

Die Hippuritenfazies kommt darin zu schöner Entwicklung, aber auch Korallen ( CyclolUes elliptica XXI. 6 und andere Einzelkorallen, neben stockbildenden asträiden und mäandrinen Formen, z. B. Leptoria Konincki XXI. 5) spielen eine größere Rolle neben dickschaligen Gastropoden (Actaeonella XXII. 9 und 10, Nerinea XXII. 14—16), welche ganze Bänke erfüllen, und neben festen Sandsteinen mit Orbitoiden (ähnlich ist XXV. 21). — Die die Kohlenflöze¹) umschließenden Schiefertone mit Pflanzenabdrücken (z. B. Pe-copteris Zippei Fig. 414) und Resten von Iguanodonten bezeichnen eine Phase der Landbildung innerhalb der langgestreckten, vielleicht fjordartigen Meeresbuchten, während die hangenden Sandsteinmergel (zum Teil hydraulische Mergel) und Mergelschiefer mit Inoceramus Gripsi (XXII. 8) Anklänge an die nördliche Kreideausbildung bieten. Auch Belemnitella mucronata wurde (z. B. bei Berchtesgaden und Traunstein) nachgewiesen.

Die kalkig-mergeligen „Seewenschichten“ der Schweiz sind in der oberen Kreide der Westalpen von besonderer Bedeutung, sie erstrecken sich ostwärts bis an den oberen Lech; die Säntis-schichten führen Ammoniten, neben anderen Formen Ammon. Mantelli (XXIII. 10), der sich auch im Wiener Sandstein des Kahlen-gebirges bei Wien gefunden hat. Die Seewenschichten (Fig. 407 und 408, S. 394) stellen eine mit dem oberkretazischen Flyschsandsteine gleichzeitige Bildung vor. Die Scaglia der Südalpen führt Inoceramen; sie reicht vom Comosee bis an den Isonzo und entspricht wohl dem Turon und unteren Senon.

In den Sandsteinzonen der Ostalpen und Karpathen spielen neben eocänen, Nummuliten führenden „Flyschsandsteinen“ auch kretazische Gesteine (Wiener und Karpathen-Sandsteine [Kreide-Flyschsandsteine] im Norden, Macigno und Tassello im Süden) eine große Rolle. Die Armut an Fossilresten macht eine Gliederung derselben recht schwierig. Sandsteinbänke, häufig mit eigenartigen Wülsten, Kriechspuren und Netzen, den sogenannten Flyschhiero-glyphen (Fig. 199, S. 217, Fig. 200—205, S. 218 und Fig. 415), wechsellagern mit mergeligschieferigen Gesteinen, welche häufig „Fucoiden“ {Chondrites-Arten, Fig. 416 und 417), das sind eigenartig laubförmig verzweigte tonige Einschlüsse, enthalten.

26*

i) Diese werden in Grünbach bei Wiener-Neustadt abgebaut.

Im Kahlenberggebiete bei Wien hat F. Toula (1893) das Vorkommen von Amm. Mantelli nachgewiesen, benachbart den Schichten mit zum Teil riesig groß werdenden Inoceramen (Inoc. Haueri, Zugmayer 1875). Ein weiterer Ammonitenfund (nach W. Petrascheck wohl auch zu Amm. Mantelli gehörig) wurde (1906) bei Hütteldorf (im Rosentale, westlich von Wien) gemacht. Inoceramen (darunter Inoceramus weidlingensis) hat F. Toula aus der Nähe von Weidling (nordwestlich Wien) beschrieben (1912). Die vonToula im Einschnitte der ehemaligen Drahtseilbahn auf den Leopoldsberg aufgefundenen Inoceramen hat W. Petrascheck bei neuerer Untersuchung (1905) als mit Inoceramus salisburgensis übereinstimmend bezeichnet. Ino-ceramenfunde im Flysch waren schon früher im Wiener Sandstein bei

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Fig. 416. Chondrites affinis Stl)g. Fig. 417. Chondrites intricaiiis Bronn.

„Flyschfucoiden“.

Preßbaum (Keller 1883) und auch im Salzburgischen bei Muntigl (Inoceramus salisburgensis, E. Fugger und H. Kästner 1885) gemacht worden. Des weiteren wurde 1894 Amm. cf. Neubergicus aus dem Flysch von Bergheim bei Salzburg bekannt. Eine Erweiterung unserer Kenntnisse der Flyschzone bei Wien wurde durch den in Galizien 1915 gefallenen R. Jaeger durch Auffindung zahlreicher Foraminiferen, einzelner Mollusken usw. erreicht (1913 und 1914). Er hat ferner den Nachweis von Neokom mit Aptychen und der viel weiteren Verbreitung des Eocän mit Nummuliten in dem genannten Gebiete erbracht.

Auch der Gliederung der Karpathen-Sandstein- oder -Flyschforma-tion (untere und obere Kreide) macht die im allgemeinen bestehende Fossilienarmut große Schwierigkeiten und ist dieselbe bis zur Stunde im oberen Teile noch nicht zweifellos festgestellt. Auf die bis 400 m mächtigen unteren Teschener Schiefer (dunkle Mergelschiefer)

der nordwestlichen Karpathen, welche V. Uhlig (1901) ins Tithon zu stellen geneigt ist, folgen die Teschener Kalke (Berrias) und die oberen Teschener Schiefer (Yalangin), eine bis 300m mächtige kalk- und eisenreiche und braune Sandsteinschiefer („Strzolka“) führende Formation mit Cephalopoden in den Toneisensteinen {A neocomiensis, pexiptychus usw.), 49 Arten, die zum größten Teil neu sind, aber alpinen Charakter besitzen. Auch aus den Grodischter Sandsteinen (Hauterive) liegen Cephalopoden von alpinem Wesen vor (Belemnites dilatatus, Ammonites subfimbriatus, Crioceras Duvali, Aptychus Didayi usw.). Die Fauna der Wernsdorfer Schiefer (Barrême) ist schon länger bekannt (Y. Uhlig 1883) und umfaßt etwa 120 Arten (Belemnites pistilliformis, Lytoceras [16 Arten], Hamites Yvani, binodosus, Amm. Milletianus, Albrechti Austritte, Crioceras Emerici usw.), eine der wichtigsten Neokomfaunen überhaupt. Darüber folgen die schwarzen Schiefer und Sandsteine der El lg other Schichten (Apt) und die Godulasandsteine (Gault). Dem Cenoman hat Hohen egg er die aus grobkörnigen Sandsteinen und Schiefern bestehenden Istebner Schichten zugestellt.

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Die ersten Ammonitenfunde in den Ostkarpathen hat Julian Niedzwiedski bei Pralkowce unweit Przemyśl (1876), nahe dem Karpathennordrande, gemacht. Zuerst dachte er an Neokom. Uhlig hat später (1894) die Fauna als eine oberkretazische (Senon*?) bestimmt. Die ostgalizischen Flyschgebirge scheinen nur aus oberkretazischen und alttertiären Gesteinen zu bestehen; die untere Kreide ist nur im Westen entwickelt, wo Niedzwiedski (1884) bei Miet-niow (südwestlich von Wieliczka), in tonigen Zwischenlagen der „Miet-niower Sandsteine“, neben Ammonitenbruchstücken auch Inoceramen gesammelt hat, die jenen des Kahlengebirges und aus Salzburg ähnlich sein sollen. Bei Kopa in Galizien, südwestlich von Gorlice, wurden von H. Walter und von E. H. v. Dunikowski ähnliche Inoceramen gefunden und von W. Szajnocha (1899) bei Wegierka im Bezirke von Stanislau in Ostgalizien Untersenon mit Actinocamax quadratics. Man hat diese Schichten, wie im Wiener Walde, zuerst als Neokom („Ropiankaschichten) betrachtet. Nach V. Uhlig könnte man jedoch sogar an Senon denken (Baschker Schichten). Auch die Friedeker (Baculiten-) und die Baschker Schichten in den westlichen Beskiden sind als Senon bestimmt worden (Liebus 1902). Für die Istebner Sandsteine wäre eine solche Altersbestimmung gleichfalls denkbar. —

Die Rudistenkalke des Karstes reichen bis ins obere Senon (Birnbaumer Wald) und sind auch in Istrien und Dalmatien sehr weit verbreitet.

Im obersten Senon vollzog- sieh im Karstg-ebiete (Cosina bei Triest, in Istrien und Dalmatien) eine merkwürdige Unterbrechung der marinen Bildungen, welche zur Ablagerung der von G. Stäche (1875) als Cosinaschichten oder Liburnische Stufe bezeichneten dunkelfarbigen, bituminösen, plattigen und schieferigen Kalke mit Stomatopsis cosinensis (XXV. 2) in Verbindung mit C7ara-Kalken (XXV. 1), kohleführenden Süßwasserbildungen mit Einlagerungen von brackischen und marinen Schichten, führte. Verwandte Bildungen kennt man auch von Ajka im Bakonyerwalde, aus Portugal und aus der Provence. Eine ähnliche Stellung in der Schichtenreihe nimmt die Laramieformation in Nordamerika ein. —

Von außereuropäischen Kreidebildungen (vgl. die Tabelle) sei erwähnt, daß man in Algerien, Tunesien und Marokko eine schön gegliederte Schichtfolge der Kreide kennt, mit einer Diskordanz im Cenoman. In der Libyschen Wüste hat K. A. v. Zittel (1883) Senon mit Ananchytes unter dem Eocän nachgewiesen. Der Nubische Sandstein mit verkieselten Hölzern liegt unter dem Cenoman. Oberste Kreide (Mastrichter Stufe und Dan) hat man bei Esneh im oberägyptischen Niltale nachgewiesen, Neokom und Cenoman mit Exogyra columba von Madagaskar und aus Deutsch-Ostafrika und Unterkreide aus Südafrika (Uitenhage-Schichten). In Deutsch-Ostafrika wurden in der Oberkreide am Tendaguruberge im Hinterlande von Lindi Reste von riesigen Dinosauriern gefunden (E. Fra as 1908).

Im Kaukasus zeigt die Kreide südeuropäisch-alpinen Charakter. Aus Stidindien sind Gault und die Oberkreide bekannt geworden, aus Beludschistan (Fr. Noetling 1903) über dem Senon Übergangsbildungen zum Eocän. In Syrien und Palästina (M. Blanckenhorn 1890) hat man Schichten roter Sandsteine und Mergel mit Trigonia mit dem Nubischen Sandstein Nordafrikas und Arabiens in Parallele gestellt; darüber sind Cenoman mit den berühmten Fischschiefern von Hakel im Libanon, turone Rudistenkalke und Senon mit der Fischfauna von Sahel-Alma entwickelt. Auch in Borneo (Gault und Senon) und in Japan und Sachalin (Cenoman und Senon) kommt Kreide vor.

In Nordamerika wurde marine Kreide hauptsächlich auf der atlantischen Seite beobachtet, wo im Süden eine der südeuropäischalpinen Entwicklung ähnliche Zonenfolge besteht (Mexiko, Texas, Südcarolina und Jamaika)', während in New-Jersey die mitteleuropäische Kreide (mit Belemnitella mucronata) vorherrscht. Die Laramie-schichten (Sandsteine und Tone) sind der Hauptsache nach eine Süßwasserformation mit Braunkohlen, die 1000—2000 m mächtig, als Ablagerungen eines ungeheueren Binnensees, sich im Osten des

Felsengebirges von Mexiko bis nach Canada erstrecken und in der obersten Kreide ihren Anfang nehmen (man vergleiche S. 421). Aus Californien kennt man Ablagerungen mit Aucellen (Neokome Knoxville-schichten). Bei der weiteren geologischen Erforschung Südamerikas fand man (G. Steinmann 1897) Neokom mit Crioceras Duvali (Chile und Magellanstraße), Apt, Gault mit Amm. Milletianus, sowie Senon mit Mosasaurus (Brasilien), Ammoniten und Baculiten (Insel Quiriquina in Südchile). Aus Peru hat R. Neumann (1907) Kreideschichten beschrieben, darunter auch Kohlen führende Schiefer des Neokom (Wealden) mit Pflanzenresten. Endlich ist die untere Kreide in Queensland und Senon in Neuseeland verbreitet.

Während im Neokom ein siidamerikanisch-afrikanischer Kontinent noch zusammenhängend bestand, war schon im Cenoman die Trennung vollzogen und der südatlantische Ozean gebildet.

Einige der wichtigsten Tierformen der mesozoischen Periode.

(Man vergleiche die Figuren und Figurenerklärungen: Taf. VIII—XXIV.)

Unter den Weichtieren haben sich in der mesozoischen Periode die Cephalopoden, in den Ammoniten und ihren Nebenformen und in den Belemniten, zu einer ganz außerordentlichen Mannigfaltigkeit entwickelt und sind, wie wir gesehen haben, zu wahren Leitfossilien für die stratigraphische Gliederung der mesozoischen Formationen geworden.

Die ersten Ammoniten mit einfachen, aber scharf gezackten Loben treten in ziemlicher Artenfülle bereits in Kalken des Perm im südwestlichen Himalaja, in Hocharmenien, auf Sizilien usw., ferner in den Karawanken auf (S. 332 bis 334). Auch die ersten Triasammoniten (Ceratites und andere in der unteren und mittleren Trias) haben noch einfacher gezackte Loben. Aber schon in der Trias ist die Mannigfaltigkeit der Formen eine große. — Man hat die Ammoneen, vor allem nach der Skulptur der Schale, der Länge der Wohnkammer, nach der Art der Einrollung (involut und evolut) und nach der Ausgestaltung der Lobenlinie in größere und kleinere Familien und Gattungen unterschieden und sich vielfach bemüht, die Formen auch in entwicklungsgeschichtlicher (genetischer) Weise zu ordnen.

In der Trias spielen die Formen mit knotiger und knotig-rippiger Verzierung der Schale eine Hauptrolle (Ceratites X. 3, Trachyceras X. 4 mit kurzer Wohnkammer, Tropites mit langer Wohnkammer). Dazu gesellen sich: 1. vorwiegend scheibenförmige, glatte oder leicht sichelrippige, wenig verzierte, engnabelige (involute) Formen, mit

vielen und reich geschlitzten Loben: Pinacoceras (XI. 1), Ptychites (X. 1); 2. stark involute, mehr weniger kräftig aufgeblähte (globose) Arten mit langer Wohnkammer, die auf die Trias beschränkten Arcestiden: Arcestes (XI. 3. 5); 3. engnabelige, außen gerundete Schalen mit in breiten Blättern endigenden Sätteln (das sind die nach vorn gerichteten Teile der Lobenlinie, XIII. 7), die Phyllo-ceraten (vgl. X. 7).

In der Juraformation schließen sich an Pinacoceras die Amal-theen, mit scharf schneidigem oder knotigem Kiel der Schale: Amaltheus (XIII. 4. 6) und das zierliche Cardioceras (XV. 4). Phylloceras dauert an (XIII. 7, XV. 12) bis in die Kreide; Lytoceras tritt hinzu (XIII. 10, XV. 1. 9) mit glatten, stark aufgerollten, im Querschnitte kreisrunden oder ovalen Windungen der Schale; ferner die evoluten, kräftig gerippten, mit zwei den Kiel begleitenden Furchen versehenen Arietiten (XIII. 2); das glatte, evolute Psiloceras (XII. 16); das sichelrippige Harpoceras (XV. 3); die geknotet-sichelrippige Oppelia (XV. 7. 11), welche im mittleren Dogger zuerst erscheint. Peri-sphinctes (XV. 10, XVII. 9) umfaßt reich gabelrippige, meist flache, häufig mit Einschnürungen und „Ohren“ (Fortsätze der kurzen Wohnkammer) versehene Formen („Planulaten“), die besonders im Malm häufig werden; Stephanoceras, ähnlich gerippte, aber spitz geknotete Arten („Coronaten“, XIV. 19). Macrocephalites (XIV. 20) ist ähnlich, aber stark aufgebläht; Aspidoceras (XVII. 10), glatt, gerundet, mit mehr weniger kräftigen Dornen; Cosmoceras (XV. 6) und ähnliche Formen ihrer schön gezierten Schale wegen auch als die „Ornaten“ bezeichnet u. a.

In der Kreide kommen nur wenig neue Gattungen von normal gebauten Formen hinzu. So das artenreiche Geschlecht Hoplites (XX. 6) und die nicht weniger zierlichen, gekielten und geknoteten, an die Amaltheen erinnernden Schloenbachien (XX. 5, XXIII. 12), die glatten Formen von Desmoceras (XX. 7) und Haploceras (XIX. 21) und die Geschlechter Olcostephanus (XX. 2) und Acanthoceras (XX. 4, XXIII. 9). Riesige Größe erreichen die Arten von Pachy-discus (XXIII. 11), so P. seppenradensis (im Museum zu Münster in Westfalen) mit über 2’5 m im Durchmesser. Überaus merkwürdig ist die große Mannigfaltigkeit der im Jura nur selten auftretenden arnmo-nitischen Nebenformen, die verglichen werden können mit den abnorm gebauten Nautilideen des Paläozoikums. Der einfachste Fall ist die Loswindung der Schalen bei Crioceras (XX. 8), oder es wächst die Schale gerade weiter, um sich am Schlüsse hakig zuriickzukrümmen (.Ancyloceras, XX. 12). Bei Scaphites (XXIII. 5) erfolgt die hakige Umbiegung rascher; bei Macro scaphites (XX. 11) ist der

Ban anfangs nach Art der evoluten Ammoniten, an Lytoceras erinnernd, bei Hamites (XX. 10) dagegen ist die Neigung zur hakigen Krümmung vom Ąntange an vorherrschend; Toxoceras erscheint einfach bogig gekrümmt; hei Turrilites (XX. 9) dagegen erfolgt die Krümmung turmförmig nach Art der Schnecken; bei Baculites (XXIII. 3.4) erscheint die Schale gerade gestreckt. Es ist gelungen, einzelne der genannten Nebenformen mit bestimmten Ammonitengattungen in einen entwicklungsgeschichtlichen Verband zu bringen. Mit dem Ende der Kreideformation sterben dann die Ammonitiden ganz aus.

Die Belemniten sind auf die mesozoische Periode beschränkt und besonders für den Jura und die Kreide bezeichnend. Was man von diesen Tieren zumeist findet, ist ein oft sehr langgestreckter, pfahlförmiger Körper, das Rostrum (XVIII. 19), welches nach unten mehr oder weniger gespitzt endet, oben aber mit einer trichterförmigen Höhlung (Alveole) versehen ist, in der ein gekammerter Kegel (der Phragmoconus) steckt. In der oberen Trias (Hallstätterkalk) erscheinen mit den erlöschenden Orthoceratiten (XI. 7) die ersten den Belemniten verwandten Formen des Geschlechtes Aulcicoceras mit sehr spitzkonischem, Orthoceras ähnlichen Phragmoconus, und mit verhältnismäßig weniger entwickeltem Rostrum, während dieses bei einer zweiten Gruppe, Atractites, eine ansehnliche Größe erreicht. Das Geschlecht Belemnites tritt erst im Lias auf und lebt bis in die obere Kreide. Die große Verschiedenartigkeit in der Gestalt des Rostrums erhellt aus einem Vergleiche der Formen Taf. XII. 18—22, XIV. 21. 22, XV. 13 und XIX. 15—17. In der Kreide kommt es auch bei den Belemniten zur Herausbildung von Nebenformen: bei D uv alia (XIX. 18. 19) wächst das Rostrum in einer Richtung plattenförmig aus. Bei Belemnitella (XXIII. 1) entsteht am Rostrum, in der Gegend des Phragmoconus, eine Schlitzbildung, bei Actinocamax (XXIII. 2) wird überdies die Alveole sehr kurz. Die Belemnitentiere waren nackthäutige Cephalopoden, den lebenden Tintenfischen (Sepien) ähnlich. Auch die Belemniten erlöschen in der obersten Kreide. —

Während die Fische der Triasformation Knorpelfische (Selachier oder Haie und Schmelzschupper oder Ganoiden) sind und ungleich-schwänzige (heterocerke) Formen aufweisen, wozu sich der Doppel-atmer (Lungen- und Kiemenatmer) Ceratodus IX. 10 gesellt, begegnen wir vom Jura au neben den Haien vorwaltend gleichschwänzigen (homocerken) Ganoiden, so den mit abgeplatteten oder kegelförmigen hinteren Zähnen versehenen Pycnodonten (z. B. Microdon XVIII. 8 und LepidotusXVIII. 9) und den ausgesprochen homocerken Knochenfischen (z. B. Leptol&pis XVIII. 6). Die letzteren werden in der Kreide geradezu die herrschenden Formen.

Die Amphibien der Trias sind durch die mit den Branchio-sauriern und dem Archegosaurus der Dyas verwandten Labyrinth-zähner mit stark eingefaltetem Zahnschmelz (IX. 2) vertreten (z. B.

Mastodonsaurus IX. 1. 2).

Unter den Reptilien sind besonders die Meeressaurier (Nothosaurus IX. 3, der Trias, sowie Ichthyosaurus und Plesiosaurus vorwaltend aus dem Lias) von Wichtigkeit.

Der Fischsaurier [Ichthyosaurus XVIII. 1—3) war ein Seeungeheuer, welches 10 m Länge und darüber erreichte. Der große Kopf des Tieres, welcher ein Viertel der ganzen Körperlänge ausmacht, sitzt auf kurzem Halse und verschmälert sich vorn delphinartig zu einer spitzen Schnauze; die großen Augen besitzen einen Knochenring, in den Kieferfurchen sitzen kegelförmige, gestreifte Zähne. Die Gliedmaßen haben die Form von Ruderflossen, die aus vielen polygonalen Knochentafeln zusammengesetzt sind; der lange Schwanz endet mit einer breiten, aufrechtstehenden Ruderflosse; am Rücken befindet sich ebenfalls eine Flosse. Die Ichthyosauren atmeten durch Lungen, besaßen eine lederartige Haut und scheinen lebendig gebärend gewesen zu sein. In ihren spiralgefurchten Exkrementen fanden sich Fischschuppen, Reste von Sepien u. a. (Fig. 387, S. 374, nach einem Original aus den Posidonienschiefern, Lias s, von Holzmaden in Württemberg). Gewaltig große Individuen sind von Banz in Franken (Schädellänge bis 2 m) bekannt und sehr schöne vollständige Skelette von Lyme Regis in Dorsetshire in Südengland (Lias a) beschrieben worden. Unvollkommenere Reste von Ichthyosaurus kennt man auch aus dem württem-bergischen Braunen und Weißen Jura und dann aus der Kreide. (Die ältesten Ichthyosaurusreste stammen aus der Trias.)

Kleiner, aber noch seltsamer gestaltet war der gleichzeitig mit dem Fischsaurier im Meere lebende, langhalsige Plesiosaurus, der „Schlangendrache“ (XVIII. 4); der kleine Kopf,sitzt auf einem laugen schlangenartigen Halse; der Leib ist kurz und zylindrisch abgerundet; die Flossenfuße sind schlanker als beim Ichthyosaurus-, der Schwanz ist kurz.

In der obersten Kreide, sowohl in Europa (Mastricht) als auch in Nordamerika (New-Jersey und Kansas) findet sich der Uber 12 m lange Ma as saurier, Mosasaurus (XXIV. 8), mit schlangenförmigem Körper, kräftiger Bezahnung und Schwimmfüßen.

Die Flugsaurier (.Pterodactylus XVIII. 5, und Rhamphorhyn-chus) waren Reptilien von der Größe eines Sperlings bis zu jener eines Adlers, mit großem Kopfe und langen, mit scharf zugespitzten Zähnen versehenen Kiefern. Der letzte Finger der Vorderfüße hatte vier Glieder und war zu einem laugen „Flugfinger“ (nach Art der

Fledermausfinger) verlängert (Fig. 418). Der Flugsaurier mit größter Fitigelspannweite (bis 7 m), Pteranodon ingens, lebte zur Zeit der oberen Kreide in Kansas (Nordamerika).

Archaeopteryx (S. 381), der Urvogel (XVIII. 7), von welchem in den Solnhofener Schichten bisher zwei Exemplare aufgefunden wurden, hat einen Schwanz, dessen Form von derjenigen der jetzt lebenden Vögel gänzlich abweicht, indem derselbe aus einer Reihe von 20 länglichen Schwanzwirbeln (wie bei den Eidechsen) zusammengesetzt ist, an welchen die Schwanzfedern zweizeilig sitzen. Die Wirbel sind bikonkav, in der Hornhaut des Auges liegt, wie bei den Fisch- und Flugsauriern, ein Ring von Knochentäfelchen (Sklerotika-ring); die Längsknochen waren wie bei den Flugsauriern hohl (pneumatisch).

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Fig. 418. Pterodactylus (restauriert).

Die schon in der Dy as vorhandenen landbewohnenden Reptilien, die Theromorphen, spielen in der Trias eine große Rolle, so die säugetierartig verschmolzene Beckenknochen besitzenden gewaltigen Pareiasaurier (Fig. 337, S. 335), die verwandten Dicynodonten (Fig. 348, S. 344) und die nur durch Schädelreste bekannten PI a codon ten (z. B. Placodus gigas IX. 5) mit großen Zahnplatten in den Kiefern und am Gaumen.

Krokodilartige Saurier erscheinen schon in der Trias, so das bis 4 m lange Keuperkrokodil Phytosaurus = Belodon (IX. 8) und der zierliche gepanzerte Aëtosaurus (IX. 12). Auch die später (Jura und Kreide) zu gigantischer Entwicklung gelangenden, ebenfalls landbewohnenden

Dinosaurier oder Riesenechsen haben schon in der Trias (Keuper) Vertreter (.Zctnclodon in Schwaben und Plateosaurus bei Halberstadt). Im oberen europäischen Jura durch Compsognathus (im oberen Malm Schwabens) und durch Megalosaurus (XXIV. 9 und 10) im Jura Englands vertreten, erreichen sie in Nordamerika im oberen Jura und ganz besonders in der Kreide des Felsengebirges ihre großartigste Entwicklung.

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Fig. 419. Brontosaurus excelsus Marsh. Jura oder untere Kreide. Wyoming.

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Fig. 420. Stegosaurus ungulatus Marsh. Jura oder untere Kreide. Wyoming.

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Fig. 421. Triceratops prorsus Marsh. Obere Kreide, Wyoming.

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(Fig. 419—421 nach 0. Ch. Marsh, „The Dinosaurs of North America“)

Die Dinosaurier erscheinen in Nordamerika zuerst in der Trias in den Schichten am Connecticut River (man vergleiche S. 341), worin sich ihre Gegenwart vor allem in den Fährtenabdrücken ausgeprägt hat. Auch aus Neumexiko kennt man ähnliche Fußspuren, von Knochenresten allerdings nur wenige aus dem südöstlichen Utah. Sie beweisen die Existenz weiter Festländer auch auf dem amerikanischen Kontinente. In viel größerer Mannigfaltigkeit treten Dinosaurierreste im nordamerikanischen Jura auf. O. C. Marsh hat sie untersucht (XVII. Ann. Rep. U. St. Geol. Surv. für 1894—95 [1896] mit 85 Tafeln). In den AtlantosaurusSchiohtvn von Wyoming, neuerlichst in die untere Kreide gestellt, in der Region des Felsengebirges, fanden sich Reste von pflanzenfressenden Wirbeltieren von ganz ungeheuerlichen Größen, so der bis 35 m lang werdende Atlcmtosaurus, von dem jedoch nur einzelne Skeletteile vorliegen, während man von Brontosaurus excelsus, welcher eine Länge von 20 m erreichte, ganze Skelette zusammenbrachte (Fig. 418, S. 412). Das kleinköpfige Ungetüm hatte etwas kurze vordere Gliedmaßen. Auch Diplodocus Carnegiei aus dem oberen Jura, über 20 m lang mit winzigem Schädel, gehört hierher. (Ein Gipsabguß davon ist im Naturhistorischen Hofmuseum in Wien aufgestellt.) Kurze vordere Gliedmaßen besaß auch Stegosaurus ungulatus, der durch gewaltige, paarig in der Mittelebene des Körpers aufragende, vom Halse bis über die Mitte des Schwanzes reichende Knochentafeln bewehrt war, welche nach dem Schwanzende zu durch scharfe Dornen ersetzt werden. Das Tier erreichte eine Länge bis zu 9 m. (Das in Fig. 420 zur Abbildung gebrachte Individuum mißt etwa 6 m.) Nur zwei dieser merkwürdigen Formen können hier zur Darstellung gebracht werden. Von den nicht weniger abenteuerlichen Formen der oberen Kreide sei Triceratops prorsus aus den Ceraćops-Schichten der Laramie-Formation ausgewählt, das, mit kräftigeren vorderen Gliedmaßen versehen, durch die spitzen Knochenzapfen auf dem Stirnbeine und auf den Nasenbeinen und durch schirmförmig den Nacken schützende Scheitelbeinfortsätze auffällt (Fig. 421). Auch fleischfressende Dinosaurier fehlten als Zeitgenossen der Pflanzenfresser in Amerika geradeso wenig wie in Europa, von welchen nur der mit Megalosaurus (XXIV. 9. 10) verwandte Ceratosaurus nasicornis aus den Atlantosaurus-Schichten erwähnt werden soll, der bis 5 m Körperlänge erreichte. Die Kenntnisse über nordamerikanische Dinosaurier haben sich seit Marsh übrigens sehr vermehrt.

Unter den Dinosauriern Europas bilden die Iguanodonten die auffallendsten Erscheinungen in der Kreideformation vom Wälderton aufwärts. Die bei Bernissart in Belgien gefundenen ganzen Skelette sind eine Zierde des Brüsseler Museums. Ein Gipsabguß ist ebenfalls im Naturhistorischen Hofmuseum in Wien aufgestellt (XXIV. 5).

Vögel von normalem Baue, die an die Sumpf- und Schwimmvögel erinnern, entdeckte man vor allem in der oberen Kreide von Kansas, große Vögel mit kräftig bezahnten Kiefern, z. B. Ichthyornis und Hesperornis (XXIV. 7 und 7 a).

Was die Säugetiere anbelangt, so reichen die ältesten Anzeichen ihrer Existenz bis in die obere Trias zurück. Im schwäbischen Bonebed fand man Zähne von Microlestes (IX. 11), ein Unter-

kieferchen yon Dromatherium in Nordcarolina. Auch aus England sind solche Triasformen bekannt geworden. Man hat sie zumeist als Beuteltierreste gedeutet, eigene Gruppen im System gebildet und dabei wohl auch an eine Verwandtschaft mit den Kloakentieren von heute gedacht. Zu diesen Formen gehören aus dem Jura die seltenen Funde, die man in den Stonesfieldschiefern (Dogger) und im englischen Purbeck (Tithon) gemacht hat, z. B. Plagicuilax (XVIII. 12). Ein in der Karruformation gefundenes unansehnliches Oberkieferstück mit kräftigen Fangzähnen und je sechs höckerigen Backenzähnen wäre noch zu erwähnen : Tritylodon, welches seiner Stellung nach: ob Beuteltier oder Reptil, unsicher ist. Aus der Laramie-formation kennt man gleichfalls einige Kiefer- und Zahnreste, die jedoch nicht hinreichen, eine sichere Bestimmung vorzunehmen.

Viertes Zeitalter.

Die Neuzeit der Erde, die käno- oder neozoisclie Ära.

Die Formationen dieses Zeitalters werden in zwei Hauptabteilungen unterschieden: in das Tertiär und Quartär.

1. Tertiär.

Die auf die Kreide zunächst folgenden tertiären Formationen: das Alttertiär oder Paläogen und das Jungtertiär oder Neogen, zeigen einen vielfachen Wechsel von Süßwasser- und Meeresbildungen, was auf bedeutende Nweauveränderungen während der Tertiärperiode hindeutet. Diese war auch eine Zeit großartiger gebirgs-bildender Vorgänge, der Bildung der großen Kettengebirge (Fig. 51, S. 69) und gewaltiger vulkanischer Tätigkeit. Trachyte, Andesite und Basalte bilden mit den begleitenden, zum Teil sehr gewaltigen Tuffmassen vielfach ganze Gebirge (Massenausbrüche).

Die Grünsteintrachyte (Hornblendeandesite) Ungarns (Schem-nitzer Gebirge) und Siebenbürgens (Siebenbürgisches Erzgebirge) sind durch das Vorkommen zahlreicher auch Edelmetalle führender Erzgänge ausgezeichnet, es sind teils Quarzgänge mit meist fein eingesprengten Goldteilchen, teils Mineralgänge mit Zinkblende, silberhaltigem Bleiglanz, Eisen- und Kupferkies mit goldführenden Quarzzwischenlagen. ln Siebenbürgen (Vöröspatak) findet sich das Gold mit Tellurerzen in Verbindung. Von Interesse ist die Ähnlichkeit der Vorkommnisse in Ungarn mit jenen viel großartigeren im westlichen Nordamerika (Colorado, Nevada) und in Mexiko.

Die Hauptabteilungen der känozoischen Periode sind:

b) Alluvium.

Süßwasser- und Salzwasserbildungen der Gegenwart.

Torfmoore, Korallenbauten, vulkanische Produkte.

3.

Klima, Fauna und Flora der Jetztzeit.

Quartär

formation.

Zeitalter des Mammut und des Menschen.

a) Diluvium. c) Nach- oder postglaz. Stufe. b) Eiszeit.

Diluviale Säugetierfauna: Mammut, Höhlenbär, Höhlenlöwe, Pferd, Ken, Auerochs, Mo

rr) Vor-oder präglaziale Stufe, j schusochs, Riesenhirsch usw.

Auftreten des Menschen

Höhlenlehm, Löß, tische Blöcke, erratischer Schutt, Geröll- und Sandablagerungen.

erra-

in Europa.

Kälteperioden von weniger rauhen unterbrochen.

2.

Säugetierfaunen : Mastodon, D inotherium, Aceratherium, Hippotherium uśw.

e) Obere Abteilung.

Congerien- und Sirß-wasser stufe (Geschiebe,

Sande und Tone). Belvedere- Warmes gemäßigtes Klima.

Jüngere

Tertiärforma-

und Congerienschichten.

(Asiatische Pflanzenformen.)

b) Mittlere Abteilung, tion (Neogen- Sarmatische Stufe (Kalke,

Sandsteine, Sande, Tone).

formation¹) oder das jüngere öerithienkalk, Tegel von Nußdorf usw. Marine, zum Teil

Braunkohlen

gebirge.

Zeitalter der Mastodonten (Zitzenzahnelefanten).

brackische Ablagerungen.

Andrias Seheuchzeri (Riesensalamander von Öningen am Bodensee). Warmes gemäßigtes Klima. (Nordamerikanisch-atlantische und mediterrane Pflanzenformen.)

a) Untere Abteilung. Mediterrane Stufe (Kalke, Konglomerate, Sande, Tone). Leithakalk, Pötzleinsdorfer Sand, Badener Tegel usw. Marine Ablagerungen. j

In Zentraleuropa: Palmen, Bambus, Lorbeer, Feige, Magnolie, Pappel, Ulme, Birke usw.

Gemäßigt tropisches Klima.

1.

Ältere Tertiärformation (Paläogenformat i on) oder das ältere Braunkohlengebirge.

Zeitalter der Paläo-therien und der Nummuliten.

b) Obere Abteilung. Oligocän (Kalke, Sandsteine, Tone, Mergel usw.). Gips des Montmartre (Paris). Bernstein führende Schichten des Sam-landes.

a) Untere Abteilung. Eocän²) (Kalke, Sandsteine, Tone, Mergel). Grobkalk von Paris, London-Ton, Pyramidenbaustein von Mokattam, (Ägypten), Nummulitenforma-tion der Alpen und Karpathen.

Mehrere große Säugetierfaunen folgen aufeinander. Nummuliten.

In Zentraleuropa viele echt tropische Pflanzen: Palmen, Sequoien, Lorbeer, Proteaceen, Araliaceen, Zimtbäume neben Feigen und immergrünen Eichen, Platanen usw.

i) Die Gliederung nach dem Vorkommen in Osteuropa und speziell im Wiener Becken. — ²) Mit dem Paleocän.

In petrographischer Beziehung sind die tertiären Bildungen sehr mannigfaltig zusammengesetzt. Feste Konglomerate (Nagelfluh), feste Kalke (Grobkalk), Sandsteine und Schiefer finden sich ebensowohl wie weiche Sandsteine (Molasse), lose Sande und plastische Tone (Tegel). Die tertiären Ablagerungen sind reich an Steinsalz, Gips, Schwefel und Petroleum; Süßwasserbildungen sind vor allem die Braunkohlen. Das Vorkommen der letzteren ist so bezeichnend für die tertiären Formationen, daß man diese auch das Braunkohlengebirge genannt hat.

Die tertiäre Periode ist durch das Auftreten großer Säugetierfaunen ausgezeichnet. Hochentwickelte Floren, in welchen die höchsten Pflanzenformen, kronenblütige Gewächse, bereits reich vertreten sind, bedeckten schon im Alttertiär das Land. Dagegen verschwinden ganze Reihen von Tierformen, wie die Ammoneen, die Belemniten, die Nerineen, die Rudisten und Inoceramen; von höheren Tierformen aber die Dinosaurier, Ichthyosaurier usw. Andere Tier-und Pflanzengruppen werden mehr und mehr zurückgedrängt und auf engere klimatische Grenzen beschränkt, wie z. B. die Cycadeen und Palmen.

Die klimatischen Verhältnisse lassen weitgehende Änderungen und die Herausbildung klimatischer Zonen erkennen. Im allgemeinen kann man in Mitteleuropa eine allmähliche Wärmeabnahme feststellen. Während sich die Palmen im Alttertiär fast über ganz Mitteleuropa verbreitet finden und noch am Beginne des Neogen Palmen, Myrten, Zimt- und andere immergrüne Gewächse in unseren Breiten anzutreffen sind, ja selbst in Island, Grönland und Spitzbergen tertiäre Platanen und Magnolien neben hochstämmigen Laubhölzern aufgefunden wurden, vollzog sich im Verlaufe des Jungtertiär eine langsame Temperaturerniedrigung, das Klima ward allmählich dem heutigen ähnlich. Die schon in der mesozoischen Periode angedeuteten Klimazonen werden im allmählichen Fortschreiten der Zeit immer bestimmter herausgebildet, wie sich dies vor allem aus den pflanzlichen Fossilien der aufeinander folgenden tertiären Zeitabschnitte auf das schönste verfolgen läßt.

Europa war zur Tertiärzeit, wie ein Blick auf die geologische Karte lehrt, ein beträchtliches, durch zahlreiche Buchten, Meeres Straßen, Binnenmeere reich gegliedertes Gebiet. Die wichtigsten heute als Festland bestehenden und in vielen Fällen voneinander räumlich geschiedenen tertiären Meeresbecken in Europa sind: das aquitanische Becken, das schon im Alttertiär aus dem Golfe von Biskaya hinüberreichte bis zum Mittelländischen Meere, im Neogen aber bis in das Loirebecken sich vergrößerte das paläogene englisch-französische Becken

mit den Teilbecken von Paris, London und Brüssel. Das Rhonebecken und das helvetisch-germanische Meer, nördlich von den Alpen, standen im Jungtertiär in Verbindung mit dem Becken von Wien und dieses durch Meeresstraßen mit dem Pannonischen Meere, welches im älteren Neogen große Ausdehnung erlangte, während gleichzeitig ein Verband mit den weiten südosteuropäischen Meeresbecken eingetreten sein muß. Eine große Meeresbucht erfüllte im Alttertiär den größten Teil von Oberitalien und reichte mit Teilbuchten in das Gebiet der heutigen Alpen und in das dinarische Gebiet, während sie im Jungtertiär infolge der gebirgsbildenden Vorgänge in den Alpen und im Apennin wesentlich verkleinert wurde, aber immer noch die ganze Poebene und die heutigen Flachlandstrecken Italiens bedeckte.

Dabei ist es zu wiederholten Niveauschwankungen des Meeres gekommen („eustatische Bewegungen“), die bis zur Trockenlegung und zum Abtrag, sowie zu Übergriffen (Transgressionen) des Meeres über Festlandstrecken führen konnten, woraus sich der Wechsel in den aufeinander folgenden Ablagerungen auch eines und desselben Beckens oder Teilbeckens, sowie die Verschiedenheiten in den betreffenden Tierbevölkerungen erklären lassen, die sich zuweilen mit großer Sicherheit ans dem Wechsel der Meerestiefen ergaben.

Die Verteilung von Wasser und Land war sonach eine von der heutigen recht verschiedene und wechselnde. Wir müssen annehmen, daß zeitweilig, einerseits ein Mittelmeer sich vom Atlantischen Ozean bis in den Bereich des Himalaja erstreckte, während anderseits die heute getrennten Kontinente Nordamerika mit Europa, und Asien mit Nordamerika, ebenso wie Europa mit Nordafrika, und Afrika mit Indien und Südamerika durch Festlandsbrücken vorübergehend verbunden gewesen sein müssen.

Die immergrünen Wälder mit ihren Feigen-, Zimt-, Lorbeer-, Kampfer- und Seifenbäumen, ihren Myrten und Palmen passen sehr wohl zu den Vertretern der Säugetiere, zu den zahlreichen tapirartigen Paläotherien, zu den Mastodonten, Moschustieren und Affen, welche die damaligen Festländer bewohnten. Ebenso weisen die Meerestiere, die Fische, wie die Mollusken vielfach auf ein entschieden wärmeres Klima hin, als heutzutage in denselben Regionen herrscht. — Auf die im jüngeren Känozoikum während der älteren Quartärzeit bestehenden auffallenden klimatischen Verhältnisse, welche mit einer gewaltigen Ausdehnung der Gletscher und Inlandeismassen Hand in Hand gingen, wird im weiteren Verlaufe der Erörterungen eingegangen werden.

Toula, Geologie. 3. Aufl.

Abteilungen

Deutschland

Großbritannien und Belgien

Gliederung des

Frankreich

Alttertiär (Paläogen).

Italien

Österreich-Ungarn

Andere Länder

Paläogen-Formation

0 1 i g 0 c ä 11

Oberes

Mittleres

Unteres

Oberes

Aquitanien Aquitanische Stufe

Tongrien

Ligurische Stufe| Tongrische Stufe (Bupélien nach Dumont)

Ligurien

(Tongrien nach Dumont)

Bartonien

Bartonstufe

Untere Brack- und Süßwassermolasse

Oligocänc Nagelfluh (Bigi)

„Sternberger Kuchen“ (Konkretionen)

Marin. Glimmersand d. Mark Cerithiensch ichten vonMainz

Cyrcnenmergel von Mainz Septarien-(Bupel-)Tone Marine Stettiner Sande Untere Meeressande mit Halitherium Schinzi (Mainzer Becken)

Meletta- und Amphisylen-

schiefer im Elsaß_

Asphaltsandmergel von Pe-chelbronn im Elsaß Untere Braunkohlenformation in Sachsen usw. Bohnerzbild. v. Frohnstetten Bernsteinform. d. Samlandes Marine Tone bei Magdeburg (Egeln, Latdorf)

Süßwasserkalk von Buchsweiler im Elsaß (mit Lo-phiodon)

Festlands- (Abtrags-) Periode

Brackwasserschichten von Hempstead mit Cyrena semistriata Tongrien in Belgien

Sandige Kalke und Faluns von Bazas

Siißwasserkalk der Beauce

Miihlsteinquarzit(Süßwasser-quarzit) von Montmorency

Marine Sande vonFon-tainebleau (Litoralbild.) Tone und Kalke im aqui-tanischen Becken Fauna v. Bonzon (Auvergne) Siißwasserkalk (Travertin) der Brie

Mergel mit Limnaea strigosa Brackwasserschichten von Gips vom Montmartre (Anoplotherium-P auna)

Bembridge, Osborn und Hcadon (z. T.) mit Cythe- Phosphorite des Quercy (Säugetierfauna)

rea incrassata, Cerithien, Melanien usw.

Marine Mergel und Sande Nummulitenschichten von Biarritz (N. intermedins)

Süßwasserkalk von St. Oren

Untere Headonschichten (brackisch)

Ba rt 0 nt on u. Sand (mar.) Sande vonBeau champ („Sables moyens“, marin.) Marine Mergel mit Serpula spirulaea

Wemmélienin Belgien,Sande mit Nummuliten

Facies der Gomberto-Schichten Tuffe und Korallen kalk von Cast. Gomberto

Schioschichten

Lignit von Cadibona bei Genua mit Anthraco-therium magnum Kohlen mit Anthraco-therien von Zoven- ^ cedo und am Monte Vitale bei Vicenza

Basalttuffe mit Korallen von Castel Gomberto

Schichten v. Laverdaq

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Tuffe von Sangonini I m Schichten von CrosaraJ ^ (Mergel u. Grünsand- fr schichten in Ligu- *2 ^ rien)

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Schichten von Pria- fr 0 fr

bona und Grancona _ „ mit Serp. spirulaea ® und Orbitoiden

Sotzkaschichten (kohleführend) Pectunculus-Sandstein von Ofen Cyrenenmergel mit Kohle (Gran) Kohle des Schyltales (Siebenbürgen) Anthracotherienscliichten in Dalmatien und Trifail in Steiermark Süßwasserbild, mit Anihraccth. von Forgacskut in Siebenbürgen Basalte und Basalttuffe in Böhmen

Nordamerika: Untere John Day-Schichten (?) mit Diceratherium ;

Brontotherium-Fauna der obersten White Biver-Schichten. (Vielleicht schon Untermiocän.)

Unterer Kalk von Malta

Süßwasserquarzit in Böhmen Schichten von Oberburg (Steiermark)

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oder Fischschiefer in den Karpathen und in Siebenbürgen Saazer Schichten in Böhmen („vorbasaltische“ Braunkohle)

Braunkohle vom Mte Promina (Dalm.)

Schichten von Häring in Tirol (Braunkohle und hydraul. Mergel)

Klein-Zeller Tegel (Schichten mit Cla-vulina Szaboi)

Ofener Mergel

Nordamerika: Mittlere White Biver-Schichten mit Oreodon

Pyrotlerium-Schief, (terr.) in Südamerika

in Ungarn

Mergelkalk v. Hója in Siebenbürgen

Intermedius- Schichten in Siebenbürg.

Oberer Molluskenhorizont von Gran Obere Nummulitenschichten v. Ofen (N. Tchihatcheffi)

Marines Unteroligocän von Burgas Schwarzen Meere, in Ostrumelien und J ekaterinoslaw in Südrußland

Nordamerika: Untere White Biver-Schichten mit Titanotherium ; Epihippus-Fauna der Uintaschichten

von

am

Obere Nummulitenschichten von Nizza Blaue Tone von Kiew

Narischicliten in Indien Marine Sande mit Phosphoritkonkretionen in Südrußland

oder

Eocän

Mittleres

Lutétien Pariser Stufe

Alttertiäre

Unteres

Landénien

Yprésien

Londoner

Stufe

Sparnacien

Sparnacum-

stufe

Thanetien

Thanet-

stufo

— Festlands - (Abtrags-) Periode--

In den Nord- und Ostseeländern untereoeäne marine Tone N. laevigatus unter Bremen u. der Lüneburger Heide

Tonig-sandige marine

Schichten von Bagshot undBracklesham (mit reicher Flora)

Laekenien mit N. laevigatus

Bruxellien mit Grobkalk- ' fauna

Londonton (marin) Yprésien mit N. planulatus in Belgien

Mariner Glaukonitsand von Woolwich

Oldhaven- Schichten (brack.) Landénien: Lignit und Kalk in Belgien (limnisch)

Thanetsande (marin) Heersien: Pflanzenführende Mergel (Belgien) mit marinen Sanden wechselnd

Qberer Grobkalk (Calcaire grossier mit der Paläotherienfauna)

Unterer Grobkalk mit N. perforatus

Unterer Meeressand

Nummulitensand von Cuise und von Soisson

Argile plastique (marin)

(Coryphodon anthraeoideum) Braunkohlen d. Soissonais

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ö KalkevonS.Giovanni — « tA <2 llarioni « "3 Boncaschichten

fl *= (Eruptivtuffe mit “ 'S mariner Fauna)

« fl Weiße Alveolinen-s fr    Kalke vom Monte _

S ^    Postale

Fisch- und Pflanzenkalkschiefer vom Monte Bolca

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ft ^ Lignit von Pulli bei ^ pq Valdagno

S S Basalttuffe von Spi-g lecco

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Nummul.-Sch. v. Guttaring (Kärnten) Kressenberger Eisenoolith Nummulitenschichten von Mattsee Nummulitenkalk in den Karpathen WaschbergerEocän m. Cer. giganteum Flyschsandstein von Greifenstein mit Nummuliten.

Ilaupt-Nummulitenschichten im Karst (Istrien)

Lwcascmws-Horizont bei Gran

Unt. Nummulitenhorizont bei Gran Brackwasserbildungen mit Cerithien und Cyrenen bei Gran

Unterer Nummulitenkalk in Istrien C7i«ra-Kalke mit Kohle bei Gran

Alveolinenkalk in Istrien

Nordamerika: DinGCeras/éanna, der Bridgerschichten (XXX. 10) Mokattamschicht#4 bei

Kairo

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^ Nummulitensandsteine bei Varna .3 Glaukonitische Sandsteine mit N. per-foratus in Siebenbürgen

■.cs In Nordamerika: Green-Biver-M Schichten mit Fischresten

§ Sandsteine mit N. gizehensis in Nordafrika

.SP Nordamerika: Coryphodon-Fauna der ^ Wasatchschichten ■fl Untere libysche Schichten ^ Pflanzenf. Schichten in Nordgrönland 0 (gemäßigt warm)

Montien

Mons-

stufe

( ?) Sande von Lichterfelde bei Berlin

Montien: Mariner Kalk von Mor.s (Belgien) mit eingeschwemmten limnischen Arten

Süßwasserkalk von Billy SandevonBracheux (marin) Glaukonite von la Ferre und Konglomerate von Cernays bei Keims (mit Arctocyon)

Mergel von Mcudon (brack.)

Der Übergang des vicentin. Eocän in die Kreide ist ein allmählicher und unmerklicher

Obere Cosinaschichten bei Triest

•§ Nordamerika: Creodonten- (Urfleisch-S fresser) oder Proviverridenfauna dei g limnischen Puercoschichten

ä Nagpurschichten in Indien

Marine glaukonitische Tonmergel von •- Kopenhagen

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Yon der Auffaltung der gewaltigen Kettengebirge der Erde im Tertiär wurde schon gesprochen. In den Alpen und Karpathen nehmen die alttertiären Schichten (2 in Fig. 254, S. 238) noch wesentlich an der Gebirgsbildung teil und auch die Molasse der Schweiz ist noch in Falten zusammengeschoben (1 in Fig. 254). Die marinen alttertiären Schichten bestehen teils aus einem vorherrschend kalkigen unteren Gliede, dem Nummulitenkalke, der seinen Namen von den Nummuliten (Münzensteinen) hat, den scheibenförmigen Schalen von oft sehr groß werdenden Foraminiferen mit gekammerten Umgängen, Formen, welche für das untere Alttertiär (die Eocänzeit) besonders bezeichnend sind (XXV. 11—20); teils aus einem vorherrschend sandigen und mergeligen oberen Gliede, dem sogenannten

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Fig. 422. Steinbruch von Greifenstein an der Donau in Niederösterreich. (Nach Fr. v. Hauer.)

Zwischen marinen hellfarbigen Sandsteinbänken mit Nummuliten dünn geschichtete Sandsteine mit Hieroglyphen und Mergelschieferzwischenlagen mit „Fucoiden“.

eoeänen „Flysch“, aus welchem ein großer Teil des Wiener Sandsteines (im Wienerwalde, Fig. 422) und des Karpathen- und Apenninensandsteines besteht.

Die Neogenformation tritt hauptsächlich Becken ausfüllend auf und ist reich an technisch wichtigen Vorkommnissen. Mächtige Braunkohlenlager, die übrigens auch im Alttertiär recht verbreitet sind, finden sich in Preußen, Sachsen, in der Wetterau, in Böhmen, Steiermark, Ungarn und Siebenbürgen; Steinsalz in den Karpathenländern. Die Salzlager Galiziens (Wieliczka, Bochnia usw.), Ungarns und Siebenbürgens gehören sämtlich der Neogenformation an. —

Zunächst ist eine eingehendere Gliederung dieser großen und wichtigen Formationenreihe zu geben, wobei, wie bei den früheren

4 oi'inationen, die Schichtfolgen der verschiedenen genauer studierten Regionen nebeneinander gestellt werden sollen, um eine leichtere L berschau zu ermöglichen, wenngleich, wie schon gesagt, eine volle Sicherheit in der zeitlichen Übereinstimmung der betreffenden Ablagerungen nicht in allen Fällen besteht. Die beigefugten Profildarstellungen sollen dann die weiteren Vorstellungen über die stratigraphischen Verhältnisse vermitteln.

vor-

Die Abgrenzung der Kreide von der Tertiärformation ist zumeist eine überaus scharfe und bestimmte, nur in gewissen Gebieten, wie z. B. in der Karstregion und im inneren Nordamerika sind Ablagerungen banden — dort die liburnische Stufe, hier die Laramieformation (man vergleiche auch die Tabelle der Kreideformation, S. 393) —, welche

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Fig. 423. Profil durch das Tal von Carpano in Istrien. (Nach Fr. v. Hauer.)

e Kreidekalk, d—cl₃ Liburnische Stufe: d Cosinaschichten mit Kohlenflözen, dt mit CAara-Kalken d„ Foraminiferenkalke mit vereinzelten Süßwasserschnecken und d₃ mit Muschelbänken, Korallen usw. c Alveolinenkalk. c Nummulitenkalk. b Konglomerate und a Sandsteine und Mergelschiefer des

oberen Eocän.

aus der Kreide in das Eocän hinüberreichen. ln beiden Fällen hat man es mit Brack- und Süßwasserablagerungen zu tun, welche lokal auch Braunkohlenvorkommnisse umschließen. Während die liburnischen Ablagerungen oder die Cosinaschichten zum größeren Teil der oberen Kreideformation zufallen, setzen sich die Schichten vom Charakter der ober kretazischen Laramieformation (S. 406) mit faziell ganz ähnlichen Ablagerungen bis weit in das Tertiär fort.

Die Cosinaschichten lagern über den Rudistenkalken der oberen Karstkreide und gehen in ihren oberen Lagen allmählich in die Foraminiferen- (Nummuliten-) Kalke des unteren Paläogen über (Fig. 423). In Nordamerika verhält es sich ganz anders. Die Laramieformation, zu einem großen Teil aus vulkanischen Tuffen bestehend, ist Uber einen ungeheuren Raum verbreitet, der aus Neu-Mexiko bis nach Britisch-Columbien reicht; sie ging aus marinen Ablagerungen durch allmähliche Aussiißung hervor. Während des Alttertiär wurden die großen Süßwasserseen allmählich mehr und mehr eingeengt. Die Mächtigkeit dieser Ablagerungen ist eine überaus große und übersteigt, nur für das Paläogen allein, 3000 m. Sie bilden heute die ungeheuren, wüsten

Flächen im Osten des Felsengebirges und reichen bis gegen den Mississippi hin. Ihre großartigste Entfaltung finden sie in dem Gebiete zwischen dem Felsengebirge und der Wasatchkette.

Man hat in den tertiären Laramieschichten eine ganze Reihe von Stufen unterschieden, deren jede durch eine eigene Säugetierfauna ausgezeichnet ist. (Man vergleiche die Angaben der Tertiärtabellen.) Diese nordamerikanischen Säugetierfaunen haben reiches Material für die Entwicklungsgeschichte der Säugetiere geliefert und auch zu manchen Schlüssen über den zeitweiligen Zusammenhang der beiden Kontinente Nord- und Südamerika geführt. Das Geschlecht Leptauchenia z. B. in den oberoligocänen (oberen White River-Schichten) und den untermiocänen Ablagerungen der Laramieformation hat verwandtschaftliche Beziehungen zu dem südamerikanischen Kamel (.Auchenia).

Interessant ist noch die Tatsache, daß von einigen der Hauptformen dieser Bildungen, so dem Schneckengeschlecht Pyrgulifera. (XXV. 3), das sich sowohl in der Provence als auch in Ungarn (Ajka) und in Hochmösien, sowie in der Laramieformation findet, und von gewissen Formen der Cosinaschichten sehr nahe verwandte lebende Arten im Tanganikasee angetroffen worden sind.

Während die terrestrischen und Süßwasserablagerungen auf diese Weise Übergänge aus der Kreide in das Eocän erkennen lassen, sind Übergangsglieder mariner Natur bisher nur recht wenige bekannt geworden. In den Mittelmeerländern fehlt es zwar nicht an Vorkommnissen in der Libyschen Wüste, in Syrien, ja auch in Westgriechenland, wo das Zusammenvorkommen von Rudisten und Nummuliten angegeben wurde, doch sind es nur wenige Faunenelemente, welche mit-und nebeneinander gefunden wurden. Daß auch für diese beiden Zeitalter die Entwicklung des jüngeren aus dem älteren anzunehmen ist, steht trotz der noch nicht völlig befriedigenden Nachweise außer aller Frage. Die großen Niveauveränderungen, mit welchen die käno-zoische Periode eingeleitet wurde, verursachen offenbar diesen Mangel und die Übergangsglieder liegen vielleicht gerade in denjenigen Gebieten, welche seit der Kreidezeit nicht mehr über den Meeresspiegel emporgerückt wurden. Diejenigen Gebiete dagegen, welche in weiter Ausdehnung dem Meere entstiegen, wurden der Boden, auf dem sich die Entwicklung der Säugetierfaunen aus den auch in der Laramie recht spärlichen älteren Formen vollzog. Gerade die Entfaltung des Säugetierstammes bildet aber eine der auffallendsten Erscheinungen der tertiären Zeitperiode.

A. Das Alttertiär, die Nummulitenformation.

(Taf. XXY, XXVI, XXIX, XXX.)

Am genauesten studiert sind die alttertiären Schichtfolgen im englisch-französischen Becken, in den Teilbecken von Paris und London

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Fig. 424. Profil durch das Becken von London. (Nach W. Whitaker.)

1 Älteres Grundgebirge. 2 Oolithmergel. 3 Wälderton. 4 Unterer Grünsand. 5 Gault. 6 Oberer Grünsand. 7 Weiße Kreide. 8 Thanetsand. 9 Woolwich-, Reading- und Oldhavenschichten. 10 Londonton.

11 Untere Bagshotsande.

Montmartre

Bohrloch

Seine von Grenelle

Meudon

Fig 425. Profil durch das ältere Tertiärgebirge des Beckens von Paris. (Nach A. Delesse.)

C Kreideformation. 1 Pisolithkalk von Meudon (oberste Kreide). 2 Plastischer Ton. 3 Grobkalk. 4 Sande von Beauchamp. 5 Gips vom Montmartre (Unteroligocän).

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Brüssel

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Fig. 426. Profil durch das Becken von Brüssel.

(Nach E. Yan den Broeck, A. Rutot und E. Vincent.)

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S Silurisches Grundgebirge. cl und e₂ Obere Kreide. 1 Ton mit Konkretionen (Heersien). 2 Glaukonitische Sande (Landénien). 3 Septarienton und 4 feine Sande und Ton (3, 4 Yprésien). 5 Glaukonitischer Sand. 6 Sande und Sandsteine (Bruxellien). 7 Sande und Sandsteine (Laekenien). 8 Sande Wemmel. 9 Glaukonitischer Ton. 10 und 11 Feiner eisenschüssiger Sand und Sandsteine. (8 bis 11 Obereocän.) 12 Sande und lignitführendes Quartär. 13 Alluvionen. ab Spiegel des Meeres.

und in Belgien (Fig. 424 bis 426), wo man das Paleocän und Eocän in fünf beziehungsweise sechs Stufen oder Zonen einteilen konnte, während im außeralpinen Deutschland weithin eine Festlandsperiode andauerte, die erst im Oligocän unterbrochen wurde, in der Zeit, in welcher in England und etwas später auch in Belgien eine Festlandsperiode von Brackwasserablagerungen eingeleitet wurde, die dann durch das ganze ältere Neogen (Miocän) andauerte.

Es sollen die einzelnen Stufen des Pariser und Londoner Tertiärbeckens einer gedrängten Betrachtung unterzogen werden, nicht nur weil gerade dort das Studium des Alttertiär seinen Anfang nahm, sondern weil auch die Schichtfolgen sehr genau bekannt sind. Eingeleitet wird das Paläogen hier durch Süßwasserablagerungen und werden auch die darüberfolgenden marinen Bildungen wiederholt durch Brack- und Süßwasserablagerungen unterbrochen, von welchen wieder jene mit Säugetierresten für die Vergleiche von besonderer Bedeutung sind.

a) Das Paleocän.

1. Untere Abteilung: Meudon- und Thanetstufe. Die Mergel yon Meudon mit Cerithium, Melanopsis, Physa, Paludina usw., entsprechen den marinen Kalken von Mo ns in Belgien. Die marinen, grauen, glaukonitischen Sande von Br ach eux, oft mit Konglomeraten beginnend, mit Ostrea bellovacina, einer gefalteten Auster, und anderen marinen Fossilien, erstrecken sich nordwärts bis an den Kanal und entsprechen in England den gleichfalls marinen Thanetsanden, mit welchen das Übergreifen des Paleocän eingeleitet wird. In der Gegend von Reims treten marine Sande auf mit Ostrea bellovacina, im oberen Teile in Gerollen Reste von Vögeln und Sauriern enthaltend, über welchen dann die Süßwasserkalke von Rilly folgen mit Physa gigantea (XXV. 4) und vielen anderen Süßwasserschnecken. Etwa gleichalterig mit den unteren Sanden sind bei Cernays Konglomerate mit der Proviverren-fauna (den Ahnen der Viverren- oder Zibethkatzen), ausgesprochene Fleischfresser („Creodonten“), z. B. Arctocyon, neben welchen Insektenfresser, Halbaffen usw. Vorkommen. Es ist dies eine Fauna, welche mit der in den unteren Puercoschichten von Nordamerika (Neumexiko) auftretenden mehrere Gattungen gemeinsam besitzt.

(Von A. de Lapparent wurde die Grenze zwischen Kreide und Paleocän oberhalb der Meudon- oder Monsstufe gezogen.)

2. Obere Abteilung: Sparnacumstufe, Sparnacien (nach Sparnacum, dem alten Epernay, in der Champagne): Die plastischen Tone (Argile plastique) mit Ligniten von Paris, mit einem knochen-führenden Konglomerate an der Basis und einer Brackwasserfauna mit Ostrea bellovacina im Hangenden. In dem Konglomerate finden sich neben Krokodilresten die Knochen des plumpen Conjphodon (Lophioclon) anthracoideum, eines Geschlechtes, das auch aus der formenreichen Fauna der Wasatchschichten in Nordamerika bekannt geworden ist (XXX. 3). Im Londoner Becken entsprechen dieser Stufe die brackischen Tone, Glaukonitsande und Konglomerate von Woolwich mit Coryphodon.

Als Paleocän sind die Pflanzen (Laubbäume) lind Braunkohlen führenden Bildungen auf Grönland (70° n. Br.), Grinnelland (81° n. Br.), Spitzbergen usw. betrachtet worden (Lapparent, 1906). Die Flora würde auf eine mehr als 20 Breitegrade südlichere Lage nach heutigen Verhältnissen schließen lassen.

b) Das Eocän.

1.    Yp résien, die London stufe. Im Pariser Becken gehören hierher die Nummulitensande von Cuise bei Compiègne (das „Suesso-nien supérieur“), echt marine, unten helle, oben glaukonitische Sande mit Nummiilites planulatus (XXV. 16), Nei'ila conoidea (XXV. 30), mit Cerithien und anderen Formen. Im Londoner Becken ist der bis 200 m mächtige London ton gleichalterig, ein blaugrauer oder Jbrauner plastischerTon mit formenreicher mariner Muschelfauna. Eingeschwemmt fand man Pflanzen, Beste von Didelphys (Beutelratte) und Coryphodon.

2.    Lutétien, die Pariser Stufe: Der 10 bis 45 m mächtige Grobkalk, der Hauptbaustein von Paris (Calcaire grossier). In der unteren Abteilung glaukonitische, quarz-sandige und mergelige Kalke rein mariner Natur, mit großem Reichtum an herrlich erhaltenen Versteinerungen. Neben zahlreichen Nummuliten, so Nummiilites laevigatus (XXV. 11), perforatus (XXV. 13) und scaber (XXV. 12), Cardium porulosum (XXV. 24), Venericardici planicosta (XXV. 25), Corbis lamellosa (XXV. 29), Cerithium giganteum (bis ¹/₂ rn lang werdend), Cerithium hexagonum (XXV. 26) usw. Die mittleren Schichten enthalten Foraminiferenbänke (Miliolidenkalke), die oberen plattigen Kalke besonders viele Cerithien, bei geringerem Formenreichtum; die obersten mergeligen Bänke sind teils brackischer, teils limnischer Natur. In der Grobkalkstufe finden sich zahlreiche Säugetierreste, vor allem Huftiere: Palaeotherium (XXX. 18), Lophiodon, aber auch Proviverren und andere Baubtiere. Im Londoner Becken treten als gleichzeitige Bildungen die tonig-sandigen Schichten von Bagshot und Brack-lesham auf. Aus den ersteren kennt man viele Pflanzenreste, die letzteren sind Sande und sandige Tone mariner Natur mit vielen Grobkalkarten.

3.    Bartonien, die Bartonstufe. Im Pariser Becken: Die marinen Sande von Beauchamp (Sable moyen) mit vielen Fossilien, darunter (in den unteren Lagen) Nummulites variolarius (XXV. 18), dessen kleine Schälchen in Unmasse Vorkommen, und viele Korallen; nach oben treten die Nummuliten ganz zurück und finden sich Bivalven und Schnecken, besonders auch viele Cerithien. Örtlich stellen sich in den oberen Lagen auch Süß wasserkalke ein (Stißwasserkalk von St. Ouen mit Limnaeus). Im Londoner Becken: die Bartontone mit vielen eisenreichen Konkretionen (Septarien) und marinen Schalenresten, häufig auch Nummulites variolarius (XXV. 18) u. a., dann Chama squamosa (XXV. 27), Crassatella sulcata (XXV. 28) usw.

Dem Eocän gehören im vicentinischen Gebiete Norditaliens an: 1. Die roten basaltischen Tuffe von Spilecco mit Brachiopoden, welche über der Scaglia lagern und erkennen lassen, daß die Basalteruptionen schon im unteren Eocän ihren Anfang genommen haben. 2. Die plattig-schieferigen Kalke vom Monte Bolca mit herrlichen Palmenresten und vielen vortrefflich erhaltenen Skeletten von Meeresfischen. 3. Die Roncaschichten, eruptive Tuffe mit reicher Meeresfauna, die vielfach an jene des Grobkalkes erinnert. 4. Nummuliten-kalke (Kalke von S. Giovanni II ario ni) mit Nummulites compla-natuSy perforatus (XXV. 13). 5. Die tuffreien Priabonaschichten, mergelige Ablagerungen mit obereocäner Fauna. Hier finden sich Orbitoiden ( Orbit oldes papyracea XXV. 21) und die Serpula spirulaea (XXV. 32), eine Art, die man in großer Menge auch im oberen Eocän von Biarritz in Südwestfrankreich am aquitanischen Golf sammeln kann.

Das Alttertiär der Alpen ist vornehmlich in der Form von Nummulitenkalken entwickelt. In den Süd alpen sind die Nummu-litenkalke im Triestiner Karst und in Istrien als Beispiele anzuführen (Fig. 427 und 356, S. 352), welche über den Cosinaschichten folgen und in drei Abteilungen gebracht wurden: der untere Nummuliten-kalk mit kleinen Nummuliten, die Kalke mit großen Alveolinen (XXV. 22 und 23) und der Hauptnummulitenkalk. Darüber folgen noch dem Mitteleocän angehörig kalkige Mergel, Mergelschiefer und Konglomerate mit einer Krabbenschichte im unteren Teil, während der Macigno (Tassello), der bis in das Obereocän reichende F ly sch: Sandsteine mit Mergelschiefern, das Hangende bildet. Diese enthalten hie und da die sogenannten Fucoiden (Fig. 416 und 417, S. 404) und Flyschhieroglyphen (Fig. 200—205, S. 218), bei Sistiania wurden aber auch Grobkalkfossilien (z. B. Lucinen) gefunden. Die Prominasch icht en in Nord- und Mitteldalmatien, plattige Kalkmergel und dickbankige Konglomerate enthalten neben zahlreichen Pflanzenresten auch Weichtierschalen, die auf ein obereoeänes, ja unteroligoeänes Alter hinweisen.

Ähnlich so wie in den Alpen verhält es sich in den Karpathen und im Apennin.

Das Vorkommen von Nummulitenkalk bei Guttaring in Kärnten sei darum besonders erwähnt, weil es sich in einer tief bis an die kristallinische Zentralzone der Alpen hineinreichenden Bucht findet,

die schon zur Kreidezeit bestanden haben muß, da die Nummuliten-kalke und -mergel mit dem darunter lagernden kohleführenden Eocän über Kreidemergeln und Sandsteinen mit Hippuriten und vielen anderen Formen sich aufbauen.

In den West- und Nordalpen sind die Verhältnisse recht ähnlich jenen in den Südalpen.

Die Nummulitenkalke von Nizza zeigen eine schöne Schichtfolge von Grobkalk bis zum Obereocän mit Nummulites biarritxensis (XXV. 20), striatus und variolarius (XXV. 18). In der Schweiz kennt man Nummulitenschichten z. B. von Appenzell und Einsiedeln; in Bayern von vielen isolierten Stellen bis zum Kressenberg (Fig. 429), wo über Nummulitenkalk (mit N. perforatus XXV. 13) ein bau-

Concanelo

Triest

Fig. 427. Profil durch den Macigno bei Triest. (Nach V. Lipoid.)

Der in Falten gepreßte Macigno folgt über dem Nummulitenkalk.

würdiges Eisenoolithflöz lagert, welches neben Cerithium gigant eum^ Neriia conoidea (XXV. 30) usw. große Seeigel (Conodypus conoideus

XXV. 33, auch aus Istrien und Dalmatien bekannt), und viele Nummuliten umschließt (N. perforatus, Ramondi, XXV. 13 und 17 u. a.); Sande mit Serpula spirulaea und mergelige Foraminiferengesteine folgen darüber. Weiterhin gibt es Eocänbildungen im Bereiche der nordöstlichen Alpen, und zwar sowohl am Nordrande der Flyschzone: außer dem schon erwähnten Kressenberge bei Traunstein (Fig. 429) noch bei Mattsee (Fig. 428) und Oberweiß, als auch am Südrande derselben bei Salzburg, Reichenhall, Gschliefgraben und Gmunden. Auch in der Gegend von Gresten in Niederösterreich scheinen Nummulitenkalke vorzukommen. Zu erwähnen sind noch die mitteleocänen Nummulitenkalke des Waschberges und Michelsberges bei Stockerau in Niederösterreich mit Cerithium giganteurn, Nautilus zicxac, Haifischzähnen usw. Auch in dieser Zone der Alpen spielen Flyschgesteine neben Nummulitenschichten eine recht bedeutende Rolle. In Flyschgesteinen bei Wien im Kahlengebirge finden sich außer

spärlichen Nummuliten auch Alveolinen und Operkulinen. Auch in Südostmäliren fand R. Schubert (gefallen 1915 in Galizien) an vielen Stellen in den Flyschgesteinen Nummuliten.

Eine merkwürdige Erscheinung der Flyschregion, die besonders im eocänen Anteil sehr häufig zu beobachten ist, bilden die oft sein-fremdartigen, sogenannten „Exotischen Blöcke“. Man kennt sie sowohl aus der nordalpinen Flyschzone als auch aus dem Karpathensandsteine, Blöcke oft von bedeutender Grolle, die häufig kristallinischer Natur sind, wie die Granitblöcke am Waschberge unweit Wien. W. Gümbel hat dabei an ein altes, abgetragenes Gebirge („Vindelici-sches Gebirge“) gedacht. Die alte, hypothetische Annahme Gümbels wurde von E. C. Quereau (1893) in seiner Studie über die Klippenregion von Iberg (Sihltal im Kanton Schwyz) wieder aufgenommen,

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Fig. 429.

Fig. 428.

Fig. 428. Profil durch das Eocän bei Mattsee.

Fig. 429. Profil durch das Eocän am Kressenberg bei Traunstein.

(Nach W. Gümbel.)

c Kreidemergel mit Belemnitella. 1 Glaukonitische Mergelsande. 2 Glaukonitische Xummulitenkalke. 3 Gelber Bausandstein. 4 Gelbe und rötliche grobkörnige Sandsteine mit Bisenerzkörnern. 5 Weiße Globigerinenmergel. 6, 7 Hysch. 8 Alluvionen.

um das Vorkommen der exotischen Gesteine der Gegend von Iberg (Granite, kristallinische Schiefer, Kalke, Dolomite, Mergel, Rhät, Malm, Aptychenkalk usw.) zu erklären, wobei der ostalpine Charakter auffällig ist, während weiter im Westen der Schweiz diese Eigentümlichkeit verschwindet und provencalisehe Formen sich einstellen. Er hält das „Vindelicische Gebirge“ für einen Ausläufer der Ostalpen, der von der Iller bis nach Hoch-Savoien sich erstreckt habe. Auf dieses jetzt „unter der Molasse ganz begrabene“ Gebirge werden auch die großen Gebirgsmassen der Freiburger Alpen und des Chablais (Savoien) zurückgeführt, welche als „auf helvetisches Gebiet hinübergeschobene Gesteinsdecken“ erklärt werden. Gewiß sehr geistreiche Hypothesen.

Manche dieser Vorkommnisse, z. B. der Granit des Leopold v. Buch-Denkmales im Pechgraben unweit Weyer im östlichen Oberösterreich, noch im Bereiche der nördlichen Kalkzone gelegen, erscheinen in der Tat (v. Hochstetter-Toula 1869, 1904) als ein aufragendes, anstehendes Gestein und auch jene am Waschberge hat

D.Stur(Umgebungskartevon Wien 1894)für ein anstehendes Vorkommen

erklärt, während E. Sueß an die Herkunft aus der Gegend von Brünn denkt. (Neuerlichst hat G. Götzinger [1913] die Waschberggranite als anstehend bezeichnet, wogegen sich W. Petrascheck [1914] aussprach.) Im Bereiche der Karpathen hat V. Uhli g zwei Zonen solcher Gesteine unterschieden (Bau und Bild, 1903, S. 837) und hält jene in den Westkarpathen für „abgerissene Fragmente der ehemaligen sudetischen Uferregion des Flyschmeeres“. Auch für die Ostkarpathen hat B. Zuber (1902) und hält das kristallinische Gebirge von Matschin in der Dobrudscha geradezu für einen Überrest dieses hypothetischen Randwalles.

ein ehemaliges Randwallgebirge gedacht

an

Zu den merkwürdigsten Erscheinungen im Bereiche der östlichen Karpathen - Flyschregion gehört sicherlich das Auftreten gewaltiger Anhäufungen von Konglomeratmassen in den Transsylvanischen Alpen, welche aus der Gegend von Kronstadt in Siebenbürgen bis auf die rumänische Seite des Gebirges hinüberreichen und förmliche Gebirge bilden: das Bucsecskonglomerat. In ihremWerke über Siebenbürgen erwähnen F. v. Hauer und G. Stäche (1863) Wände bis zu 1000 m Höhe und darüber. Sie bestehen aus Urgebirgsbrocken mit Einschlüssen von gewaltige Dimensionen annehmenden Kalkblöcken und Kalkschollen, hunderte, ja tausende Kubikmeter groß werdend, so daß sie den „Klippen“ ähnlich sehen. Ein grünlich gefärbtes Bindemittel verkittet das Blockwerk. Die beiden genannten Autoren und F. Foetterle hielten dieses Konglomerat für eocän. Zuletzt hat V. Popovici-Hatzeg (1898) die Meinung wieder vertreten, daß dieses Gebilde cenomanen Alters sei, wie auch auf M. Draghicénus Karte (1890) angenommen wurde. Auf der offiziellen Karte von Gr. Stefanescu wird es als unterkretazisch bezeichnet. Diese Block- und Konglomeratmassen sollen hier bei den exotischen Bildungen angeführt werden, wobei zu erwähnen ist, daß V. Uhlig auch aus der Moldau (Neamtz) Bergzüge bildende Konglomerate in der subkarpathischen Salzformation anführte. — F. Toula (1898) hat solche Konglomerate von recht verschiedener Mengung angetroffen, das eine Mal herrschten die Kalke, das andere Mal die kristallinischen Schiefer vor, an einer dritten Stelle erinnerten sie ihn lebhaft an gewisse Gosaukonglomerate. Auch geschichtete mit Sandsteinbänken und feinkörnigen Breccien (aus kristallinischem Gesteinschutt entstanden) wechselnde Konglomerate hat er in diesem Gebiete beobachtet. —

In den Karpathen und auch mitten in Ungarn und in Siebenbürgen (z. B. im Bihargebirge) treten Nummulitenbildungen auf. Von diesen sei des Vorkommens in der Gegend von Gran, im Ofener Gebirge bei Budapest und des siebenbürgischen Eocäns noch etwas genauer Erwähnung getan.

Bei Gran liegen zu unterst: 1. Süß wasserkalke mit Characeen. (XXV. 1. Zumeist haben sich die Sporangien erhalten. Characeen trifft man in großen Massen auch in den C7*«ra-Kalken der liburni-schen Stufe und in dem Süßwassereocän von Paris.) Darauf lagern Süßwassertone mit abbauwürdigen Kohlenflözen. Darüber folgen weiter:

2.    Brackwassertone mit Cerithien und Cyrenen.

3.    Tone mit kleinen Nummuliten.

4. Blaue Tone mit zahlreichen Foraminiferen („Operculincn-

Horizont“).

5.    Das Hauptlager des Nummulites Lucasanus (XXV. 14) und Nummulites perforatus (XXV. 13) mit vielen Einzelkorallen.

6.    Der obere Molluskenhorizont (Kalke und Tone) mit Nerita conoidea (XXV. 30) und vielen anderen Formen.

7.    Die Kalksteine {„Tchihatcheffi-B.OY\zo\ńil) mit glatten Num-muliten (Nummulites Tchihcitcheffi, XXV. 15 und Orbitoides papyracea XXV. 21). —

Nach A. Kochs Studien (1894) wäre das Eocän in Siebenbürgen in folgender Weise zu gliedern:

1.    Zu unterst liegen bunte Tone (mit Spuren von Petroleum), darüber folgen die unteren Süßwasserkalke mit Planorbis, Paludina, Limnaeus und Chara (XXV. 1). Bis 1000 m mächtig liegen diese Bildungen diskordant über der Kreide.

2.    Kalkig-mergelige Schichten mit Nummuliten (N perforatus XXV. 13, striatus und Lucasanus XXV. 14) und vielen anderen marinen Fossilien: Austern, Bryozoen usw. In neun Abteilungen gegliedert.

3.    Unterer Grobkalk mit reicher mariner Fauna. Tegel mit Ostreen, sandige und plattige Kalke.

4.    Bunte Tone. Hierin wurde der Unterkiefer von Brachy-■diastematherium iranssylvanicum, einem großen Huftiere (welches verwandte Formen im oligocänen Phosphorit des Quercy besitzen dürfte) gefunden. Örtlich ist auch der mittlere Süßwasserkalk vorhanden.

5.    Der obere Grobkalk oder die Schichten von Klausenburg mit Gips-, Tegel- und Mergelschichten. Er führt Halitherium, Croco-dilus, Trionyx, ferner auch eine reiche marine Weichtierfauna in den Kalkbänken. Unter den Nummuliten: N. complanatus, Tchihcitcheffi (XXV. 15), dann Orbitoides papyracea (XXV. 21), weiters auch Serpula spirulaea (XXV. 32) u. a.

6.    Mergelige Kalke {„Intermedins-Schichten") des Obereocän mit Serpula spirulaea, Nummulites intermedins und vielen anderen Formen.

7.    Bryozoenschichten, tonig-mergelige Gesteine mit Serpula spirulaea und vielen Bryozoen, neben vielen anderen marinen Fossilien {Bivalven, Terebratulinen, Cidciris, Schixaster usw.). —

Die Verbreitung' der Nummulitenformation ist auch außerhalb Europa eine weite. Von Marokko reicht sie durch Nordafrika bis Ägypten. In der Libyschen Wüste ist das Paleocän (Libysche Stufe) ohne deutliche Grenze, über der Kreide liegend bekannt, mit Nummulites Biarritzensis (XXV. 20) und Ramondi (XXV. 17), Operculina usw.; darüber folgen untereocäne Alveolinenkalke mit langschwänzigen Krebsen (Calianassa); der Pariser Stufe entsprechen die Mokattamschichten (Hauptörtlichkeit bei Kairo) mit Nummuliten, Seeigeln, kurzschwänzigen Krebsen usw. Die Decke bilden nach M. Blancken-liorn (1900) brackische und Süßwasserablagerungen. Weiterhin kann man die Xummulitenschichten durch Arabien und Kleinasien und durch Persien bis in den Himalaja und nach Indien verfolgen, wo über den Brack- und- Süßwasserbildungen der Nagpurschichten, mit Fhysa und Cerithien, Nummulitenkalke auftreten, die sich bis nach Assam und Birma ausdehnen. Die Perforatus-Schichten hat man in Turkestan und im Tarimbecken nachgewiesen.

In Nordamerika kennt man, außer den schon erwähnten Süßwasserablagerungen des Westens, in den Oststaaten, besonders in Alabama, eine eocäne Schichtenreihe, in der außer den liegenden, lignitführenden Ablagerungen auch solche der Londoner, Pariser und Barton-Stufe bekannt geworden sind. (Man vergleiche die Tabelle.)

Nummulitenkalke finden sich ferner in Mexiko. Sie reichen in Mittelamerika, wo sie gleichfalls verbreitet sind, und auf einigen westindischen Inseln bis in das Oligocän.

E. Stromer von Reiclienbach hat die Verbreitung der mitteleociinen Nummuliten über die Erde auf einer Karte in seiner Paläozoologie dargestellt.

Auch in den pazifischen Ländern sind marine und brackische Schichten des Eocän gefunden worden. Ungeheure Basaltausbrüche fallen in diese Zeit. — Im mittleren Canada entdeckte man eine sehr reichhaltige Flora, die sich nach Süden durch Montana bis Nordwestkolorado verbreitete und auf ein gemäßigt warmes Klima schließen läßt, ähnlich jenem von Nordgrönland in dieser Zeit.

c) Das Oligocän.

In diesem Zeitabschnitte beginnt in Norddeutschland die Überflutung durch das Meer, mit Buchten am Niederrhein, in Thüringen, Sachsen und in Niederschlesien, ein Meer, welches über Belgien mit dem englisch-französischen Becken in Verbindung trat.

Das südeuropäische oligoeäne Meer erstreckte sich aus der Schweiz in die oberrheinische Tiefebene, nach Osten in das panno-nische Becken und anderseits durch Ostpreußen und Polen bis an xlas Schwarze Meer, wo ziemlich gleichzeitig von F. Toula (1892)

bei Burgas und von N. So kolo w (1892) bei Jekaterinoslaw marine Faunen entdeckt worden sind, die sich nach A. v. Koenen (1893) als gleichalterige erwiesen haben.

Das untere Oligocän bezeichnet eine Zeit der Transgression für Norddeutschland bis in das obere Rheintal, nach Belgien und in das südliche England. In Norditalien dauerte das Eocänmeer bis ins Oligocän an. Während im Pariser Becken Gips- und Brackwasserbildungen bestanden, verblieb Aquitanien unter Meeresbedeckung. Die Verbindung des norddeutschen Oligocänmeeres mit jenem am Südrande der Alpen dürfte nach v. Koenen (1893) über das Becken des Schwarzen Meeres und durch Polen und Ostpreußen anzunehmen sein. —

Im Pariser Becken (Fig. 425, S. 423) folgen über den ober-eocänen Süßwassserkalken und über den Sanden von Beauchamp:

Die gipsführenden Mergel des Montmartre, die in einem Lagunenbecken entstanden sein dürften. Reste zahlreicher Säugetiere fanden sich im Gips: die formenreiche Fauna der Paläotherien und Anoplotherien (XXX. 9 und 16), neben Hirschen, Schweinen, Raubtieren, Beuteltieren und Halbaffen. Es ist eine Fauna, die auch aus den Bohnerzbildungen Süddeutschlands (Frohnstetten, Kandern, Tuttlingen)¹) und aus den Phosphoriten des Quercy in Südfrankreich beschrieben worden ist.

Darüber folgen in Frankreich die Mergel mit Limnaea strigosa, Cyrenenmergel, die Travertine von Brie, Molassen, die Sandsteine von Fontainebleau mit litoralen Meeresmuscheln; welche sich in den Stettiner Meeressanden und in den Meeressanden des Elsaß wiederfinden. Auch die untere Meeresmolasse und die Meer es sande von Alzey mit Halitherium Schinzi (XXX. 1), Cytherea incrassata (XXVI. 7) und anderen Formen im Mainzer Becken gehören hierher. Unter „Molasse“ versteht man weiche, zum Teil mergelige Sand-

9 M. Schlosser hat die Säugetierreste aus den süddeutschen Bohnerzen (1902) studiert und gezeigt, daß dieselben sehr verschiedenen geologischen Alters sind und aus dem Eocän bis in das Diluvium reichen. Die ältesten Reste (Lo-pliiodon) wurden von Stetten bei Sigmaringen und Heidenheim in Mittelfranken verzeichnet (Mitteleociin), während die Fauna von Frohnstetten bei Sigmaringen (Hyaenodon, Palaeotherium, Anoplotherium usw.) als gleichalterig mit den Phosphoriten des Quercy und dem Pariser Gips angegeben wird; oligocän sind ferner die Faunen von Veringendorf und Veringenstadt nördlich von Sigmaringen mit Rhinoceros (Ceratorhinus) Schleiermacheri, Gynodon, Palaeotherium usw., ähnlich wie in der Fauna von Ronzon in der Auvergne.

Miocän ist dagegen z. B. die Bohnerzfauna von Mößkirch (südlich von Sigmaringen) mit Mastodon angustidens, Listriodon splendens, Amphicyon, Dinothérium, Hyotherium Sömmeringi, Anchitherium aurelianense usw.

Eine unterpliocäne Fauna ist sowohl zu Frohnstetten bekannt geworden (■Dinothérium giganteum), als auch von vielen anderen Stellen.

steine. Weiter sind die „Rupeltone“ mit Konkretionen („Septarien-tone“) Norddeutschlands, Belgiens und des Mainzer Beckens, Tone, welche eine Menge von Meeresmuscheln, am häufigsten ist Leda Deshayesicina (XXVI. 4), aufweisen, in das mittlere Oligocän zu stellen. Die Cyrenenmergel und -sande liegen im Mainzer Becken darüber, mit Cyrena semistriata (XXVI. 3), Cerithium margaritaceum (XXVI. 1L) und plicatum (XXVI. 9), Perna Sandbergeri (XXVI. 6)

usw.

Darauf folgen im französischen Becken die Mühlsteinquarzite und Sitßwasserkalke (mit Limnäen und Paludinen) sowie die schon untermiocäne Säugetierfauna von St. Gérand-le-Puy (am Allier) mit Tapiren, Schweinen, kleinen Raubtieren (Raubbeutler, eine Fischotter) u. a. Dieser Stufe sind die sogenannten „Sternberger Kuchen“ Mecklenburgs, Konkretionen mit vielen Muschelschalen, auch Sand-steingerölle mit marinen Einschlüssen einzuordnen, ferner die Cerithien-schichten des Mainzer Beckens.

Hilmersdorf

Berlin

Neu-Brandenburg

Fig. 430. Profil durch das märkische Tertiär. (Nach G. Berendt.)

1 Grundgebirge. 2 Glaukonitsand (Unteroligocän). 3 Septarienton und 4 Stettiner Sand (Mittel-oügocän). 5 Quarz- und Glimmersand (Oberoligocän). 6 Braunkohlenfonnation (Miocän). 7 Diluvium.

In England sind nur die unteren und mittleren Stufen des Oligocän in brackischer Form entwickelt.

In Norddeutschland (Fig. 430) tritt das Oligocän in weiter Verbreitung auf; es ist teils in einzelnen Hervorragungen unter der allgemeinen, mächtigen Decke von Diluvialbildungen, teils in Bohrungen nachgewiesen. Zu den reichsten Fundstellen des norddeutschen Oligocän gehören die Vorkommnisse von Latdorf unweit Bernburg (Anhalt) und Egeln bei Magdeburg (Unteroligocän) und jene am Doberg bei Bünde in Westfalen.

Außer den schon erwähnten Ablagerungen soll noch der norddeutschen Braunkohlenbildungen und der bernsteinführenden Schichten des Samlandes bei Königsberg besonders gedacht werden.

Oligocäne Braunkohlen finden sich in der thüringischen Bucht, bei Halle in weiter Verbreitung, ebenso in der Gegend von Leipzig, bei Rott unweit Bonn (Blätterkohle, Dysodil), hier über marinem Oberoligocän lagerndes Süßwasseroligocän mit Anthracotlierium, während

28

Toula, Geologie. 3. Aufl.

die oberen Lagen miocänen Alters, bei Kassel (mit vielen Fisch- und Pflanzenresten).

Im Samlande liegt die „blaue Erde“ („Bernsteinerde“), mit dem Harz von Finns succinifera, das sehr viele Pflanzen, Insekten und Spinnen umschließt (ihre Anzahl wird auf 2000 Arten geschätzt), bis gegen 1*7 m mächtig, in einem marinen glaukonitischen Sande, mit Resten einer tropischen Flora (Palmen, Cypressen und immergrüne Eichen; bei 100 Dicotyledonenarten); die Sande werden von braunkohlenführenden Schichten mit Sequoien, Ficus, Cinnamomwm usw. überlagert. Man hält den Bernstein für eocänen Alters, ein-gescliwemmt aus unbekannter Lagerstätte.

Auch der untere Teil der böhmischen Braunkohlenformation gehört dem Oligocän an (Fig. 431; siehe J. E. Hibsch, Führer durch das böhmische Mittelgebirge, 1903.)

Erzgebirge

Stephanshöhe

Teplitzer Schloßberg

Wisterschan

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Fig. 431. Profil durch das Teplitzer Braunkohlenbecken südlich vom Erzgebirge.

(Nach G. C. Laube.)

1 Porphyr. 2 Gneis. 3 und 4 Obere Kreide. 5 Sandstein und Sande und 6 Tone der unteren („vorbasaltischen“) Braunkohlenformation. 7 Basalttuff. 8 Erdbrände. 9 Schiefertone (Cypris-Schiefer) der oberen („nachbasaltischen“) Braunkohlenformation. N Phonolith. B Basalt.

In den von der Elbe bis in die Nähe des Fichtelgebirges, längs des Südfußes des Erzgebirges, hinziehenden Einzelmulden, welche mit den aus Basalt, Basalttuffen und Phonolithen aufgebauten Ausbruchsgebirgen die große Senke zwischen dem Erzgebirge und dem südlichen Teile der hercynischen Masse einnehmen, herrschen in bezug auf das Ausfüllungsmaterial große Verschiedenheiten. Die von einander deutlich geschiedenen Braunkohlenbecken sind, von Osten nach Westen: das Saaz-Brüx-Dux-Teplitzer (das wichtigste), das Falkenauer und das Egerer Braunkohlenbecken. Die Ausfüllung wird von ausschließlich limnischen Ablagerungen gebildet, die im unteren Teile dem Oberoligocän, im oberen dem Miocän zugehören. Von bezeichnenden Wirbeltierresten liegen aus dem Oberoligocän vor: Anthracothe-rium, ein Eckzahnbruchstück, Backenzähne von Aceratherium Cadi-bonense, Gelocus Laubei (ein Ahne der Hirsche), Diplocynodon (ein Krokodil) und Palaeobatrachus (ein Frosch), aus dem Untermiocän im Teplitzer Becken aber: Palaeotapirus helveticus und Aceratherium Le-manense. Aus den Tonen von Preschen hat G. C. Laube Fische, Andrias bohémiens, Trionyx in zwei Arten, Chelydra in zwei Arten beschrieben.

Die Eruptionen erfolgten während einer längeren, der Hauptsache nach ins Aquitan fallenden, bis ins Miocän hinüberreichenden Zeit. Die oligocänen Ablagerungen beginnen

1.    mit den Braunkohlensandsteinen, welche stellenweise zu Konglomeraten werden und zum Teil durch Süßwasserquarzite und Tone vertreten sind; darüber folgen:

2.    Die Saazer Schichten, d. s. Sande mit Schiefertonen und plastischen, zum Teil pyritführenden Tonen (auch Alaunschiefer treten auf). Im Egerer Becken liegt in diesem Horizonte ein Moorkohlenflöz. Im Falkenauer Becken kommen mächtigere Kohlenflöze (zum Teil Gaskohlen) in dieser „vorbasaltischen“ Ablagerung vor.

3.    Wohlgeschichtete Basalttuffe kleinere Kohlenflöze umschließend (im östlichen Becken) mit Basaltgängen und -lagergängen. Die recht häufigen Pflanzenreste deuten auf die aquitanische Stufe. Auch Diatomeenschiefer (Polierscliiefer) mit Pfianzenresten findet sich eingelagert, ebenso Süßwasserkalk. Im Falkenauer Becken stellen sich Pflanzenreiche Schiefertone ein.

In das Untermiocän (nach J. E. Hibsch, „Führer“, 1903) fallen die Bildungen der örtlich bei Oberleutensdorf auf 30 m, bei Bilin aber bis zu 40 m Mächtigkeit anschwellenden Braunkohlenflözmassen mit tonigen Zwischenmitteln, die in Einzelbecken, stellenweise in zwei und drei Flözen vorhanden sind und zum Teil die ganze Zeit der Basalttuffablagerungen mitvertreten, zum Teil aber auch noch über denselben lagern. Schwefelkiesreiche Lettenlagcr verursachen nicht selten Erdbrände.

4.    Die Braunkohlenletten, „Hangendletten“, über den Flözen, stehen in der Gegend der basaltischen Mittelgebirge mit Erdbrandbildungen (Verschlackungen, Porzellanjaspis) in Verbindung. Feinkörnige Sandmassen geben örtlich Veranlassung zu „Scliwimmsand“-Bildungen. Bei Preschen unweit Bilin werden feuerfeste, plastische, für die keramische Industrie wertvolle Tone abgebaut, mit Fischen, Reptilien, Amphibien und besonders zahlreichen, schön erhaltenen Pflanzenresten, welche als untermiocän angesehen werden. (Nach G.

C. Laube [1901] Aquitan.) Auch Diatomeenschiefer finden sich vor. Oligocän sind nur die Schichten 1—3 (5, 6 u. 7 z. T. in Fig. 431), das darüber Folgende ist miocänen Alters.

Das Falkenauer Becken beherbergt dünnblätterige Schiefertone mit Pflanzenresten und C^m-Schälchen (Cypris-Schiefer), mit Süßwasserkalkeinschlüssen und mächtigen Lignitflözen, welche von eisenschüssigen Sandsteinen (mit Limnäen u. dgl.) und von Konglomeraten überlagert werden.

28*

Im Egerer Becken folgen über den Schiefertonen (7f/pm-Scliiefer und die Hangendtonsande. —

Im Bereiche der Südostalpen sind von oligocänen Bildungen zu erwähnen:

Im Vicentinischen über den Priabonaschickten: die Schichten von Crosara, Korallenkalke, die schwarzen Tiefseetuffe von Sangonini mit vielen Einzelkorallen und die Mergel und Sandsteine von Laverda (Seichtwasser- und Strandbildungen) und die Tuffe und Korallenkalke von Gomberto mit großem Reichtum an Versteinerungen, besonders vielen Oeritkien und Trochiden. Es sind zum Teil wohl verschiedene Fazies derselben Zeit.

SO Bazas

Guillos

Saucats Léognan

Bordeaux

WA

Ill

Fig. 432. Profil durch die Miocänablagerimgen in der Umgebung von Bordeaux.

(Nach A. Tournouër.)

1 Kreide. 2 Asterienkalk. 3 Ton. 4 Unterer Süßwasserkalk. 5 Baluns und Kalk von Bazas. G Oberer Süßwasserkalk. 7 Baluns von Léognan. 8 Baluns von Salles. 9 Sande der Landes.

Dem Oberoligocän oder der aquitanischen Stufe sind wahrscheinlich die Schichten von Schio zuzuzählen, welche bereits viele neogene Formen umschließen und durch den Reichtum an Eckiniden und Pecten auffallen. Auch Cerithium margaritaceum (XXVI. 11) findet sich. Die Schichten von Schio stimmen mit den F a lu ns (lose Sande) von Bazas aus der Gegend von Bordeaux überein (Fig. 432). Annähernd gleichzeitig entstand die Braunkohlenformation von Cadibona hei Genua mit Anthracotiierium magnum (man vergleiche XXX. 17).

Eine weite Verbreitung in den Nordalpen besitzen die untere Meeres- und die darauf folgende untere Süßwassermolasse der Schweiz

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Fig. 434.

Meletta crenata Heckei.

Große Schuppe eines kleinen heringartigen Bisches. Aus den unteroligocänen Meletta-Schiefern. (Petroleum führender Horizont der Karpathen.)

Fig. 433.

Amphisyle Heinrichi Heckei.

Ein am Bücken gepanzerter Bisch aus der Bamilie der Böhrenmäuler (Aulostomi).

Aus dem Oligocän (Amphisylenschiefer) von Krakowiza in den Karpathen.

und Südbayerns; die letztere auch in Vorarlberg. Erwähnt sei die eigenartige Fazies der Fi sch schiefer (in Glarus), welche den mittel-oligocänen sogenannten Meletta- oder Amphisylenschiefern des Elsaß, Oberbayerns und der Karpathen entsprechen dürften (Fig. 433 und 434). —

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Marnu

Turje St. Stephan

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Fig. 435. Profil durch den östlichen Teil der Tertiärablagerungen von Trifail-Tüffer. (Nach Alex. Bittner.)

a Triasdolomit, b Schiefer unbestimmten Alters, c Auf den südlichen Grundgebirgsrand übergreifender Leithakalk. 1 Sotzkaschichten: Liegendton, Kohlenflöz und Hangendmergel. 2 Tegel und Griinsand. 3 Unterer Leithakalk. 4 Tüfferer Mergel. 5 Oberer Leithakalk (2—5 marines Miocän). 6 Sande und Konglomerate. 7 Sande und Tegel der sarmatischen Stufe.

In den ostalpinen, zum Teil fjordartigen Buchten sind die Braunkohlenbildungen von Häring bei Kufstein in Tirol mit Zementmergeln (ligurische Stufe) und die gleichfalls an Kohle reichen Sotzkaschichten in Südsteiermark, Krain und Kroatien besonders zu erwähnen, welch letztere der aquitanischen Stufe entsprechen. Über . geröllführenden Tonen mit Melanien und Cyrenen folgt bei Sagor und Trifail die Flözmasse mit seltenen Resten von Anthracotherium, über welchen Melanien, Limnäen, Unionen und Congerien führende Hangendmergel lagern, worauf dann brackische und echt marine Mergel sich einstellen (Fig. 435). Die Anthracotlierien von Südsteiermark und Dalmatien hat Fr. Teller (1884) bearbeitet.

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Fig. 436. Clavulina Szaboi Hantken.

(^Natürliche Größe bis 7 mm )

ImpannonisehenBecken gehören die über dem Tchihatcheffi-Horizont folgenden Ofener Mergel, der foraminiferenreiche Tegel von Klein-Zell oder die Schichten mit Clavulina Szaboi (Fig. 436)

dem Unteroligocän an. Dieselben werden von aquitanischen Bildungen überlagert (die Cyrenenmergel mit Kohle bei Gran und Pectun-culusschichten bei Ofen). Sie sind wie diese von den letzten großen gebirgsbildenden Vorgängen noch mitbetroffen worden.

In Siebenbürgen hat A. Koch (man vergleiche S. 430) im Oligocän sieben Abteilungen unterschieden, welche mit den Mergelkalken von Hója mit Nummulites intermedins beginnen, Uber welchen Tone mit Brackwasserformen folgen (mit Cerithium margaritaceum und plicatum, XXVI. 11 und 9, usw.), die von marinen Mergeln mit Scutellci und von Fischschiefern mit Meletta crenata (Fig. 434) überlagert werden. Die Ablagerungen mit Anthracotherium und Kohle führende Schichten werden noch dem Oligocän zugeschrieben. Im übrigen muß auf die Angaben der Tabelle verwiesen werden, sowie auf die Profile.

Die Säugetiere des Alttertiär. Die ältesten Formen sind die Proviverren oder Creodonten, die Urfleischfresser, welche sowohl in Europa als auch in Nordamerika an der Basis des Paleocän auf-treten. In den Konglomeraten von Cernays bei Reims finden sich zahlreiche kleine Insektenfresser und Urraubtiere neben kleinen Ur-huftieren und Halbaffen. Arctocyon ist das ansehnlichste Tier dieser Fauna. Die Kleinheit des Gehirnes ist ein auffallender Charakterzug dieser alten, mit den Zibethkatzen (Viverren) von heute verwandten Raubtiere. Eine ganz ähnliche, viel zahlreichere Fauna ist aus den gleichalterigen Puercoschichten in Neumexiko bekannt.

Im Argile plastique, in den Ligniten des Pariser Beckens und ähnlich so in den Wasatchschichten Nordamerikas kommen viel größere Tiere, die wieder in schöner Übereinstimmung stehen, vor. Nagetiere, Proviverren, Huftiere: Lophiodon, ein tapirartiger Säuger, Hyracotherium, ein vorne vier- und rückwärts dreizehiger Ahne des Pferdestammes und Coryphodon (XXX. 3), ein ansehnlicher Vorläufer der Dickhäuter (Pachydermen) mit spitzhöckerigen Backenzähnen und mit verhältnismäßig winzigem Gehirn usw. {Coryphodon-Fauna).

Im oberen Grobkalk und seinen Äquivalenten beginnen die bis in das Unteroligocän fortlebenden Paläotherien (XXX. 18 und Fig. 437). Palaeotherium magnum ist ein dreihufiges, an den Tapir und das Rhinoceros anschließendes Huftier aus der Ahnenreihe des Pferdes. Aus dem Gips von Montmartre ist von G. Cuvier ein Skelett beschrieben worden. Tritt neben Lophiodon, Proviverren und Pterodon (einem gewaltigen Räuber) und vielen anderen Formen auf. — In Nordamerika findet sich in den Bridgerschichten in Wyoming die merkwürdige Dinoceras-Fauna. Dinoceras ( Uintatherium) mirabile (XXX. 10) ist eine der zahlreichen Arten; dasselbe erreicht darunter die bedeutendste Größe. Das gewaltige Tier (bis 2 m hoch und 4 m lang) besaß einen Schädel mit drei knöchernen Fortsätzen und hältnismäßig winziger Gehirnkapsel und gewaltigen Hauern (Eckzähnen). Verwandt mit Coryphodon.

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Aus dem Gips vom Montmartre stammt gleichfalls eine artenreiche Fauna. Neben Paläotherien treten die Anoplotherien auf. Anoplotherium (XXX. 16 und Fig. 437) ist ein zweihufiges Tier mit Resten des ersten und zweiten Fingers. Auch Hirsche, Schweine, Halb-atfen und Beutelratten (.Didelphys) wurden gefunden. Eine ähnliche Fauna kennt man aus den Phosphoriten (Spaltenausfüllungen im

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Fig. 437. Palaeotherium (rechts), Anoplotherium (links), Xiphodon (im Hintergründe).

Jurakalk) des Quercy (zwischen Garonne und Lot), eines der formenreichsten Vorkommen: Fleischfresser in Menge (darunter Hyaenodon), Halbaffen und Beuteltiere, Zweihufer und Vielhufer, dann noch viele Reptilien, Vögel usw. — In Nordamerika wäre beiläufig aus derselben Zeit die Fauna der Uintaschichten anzuführen, mit zahlreichen Paarhufern, Nagern und Halbalfen, ferner mit Epihippus, einem amerikanischen Gliede der Ahnenreihe des Pferdes, und mit vielen anderen Unpaarhufern.

Die eigenartige Anthracotherienfauna des Aquitan von Ca-dibona bei Genua, von Trifail in Steiermark, Lobsann im Elsaß, aus Dalmatien usw. wäre besonders hervorzuheben. Die Anthracotherien sind vierzehige, an Anoplotherien einer-, an die Schweine anderseits

erinnernde Tiere, welche bis in das Miocän Ostindiens reichen. Auch das weit verbreitete, etwas kleiner und schlanker gebaute Geschlecht Ancodus (= Ilyopotamus), aus der Verwandtschaft der Anthracotherien, gehört hierher.

In Nordamerika sind die White River-Schichten zum Teil etwa gleichalterig. Die auffallendste Tiergruppe derselben sind die Titanotherien (= Brontotherien, Fig. 436), völlig erloschene plumpe und gewaltige Huftiere von Elefantengröße, die etwas an Rhinoceros erinnern. Eine kleinere Form ist das auch in Europa, aber in viel

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Fig. 438. Titanotherium (Brontotherium) ingens Marsh.

1 Scädel (‘/io nat. Größe). 2 Vorderfuß, 3 Hinterfuß (2, 3 V₈ nat. Größe). 4 Unterkieferbackenzahn (V₄ nat. Größe). Aus dem Oberoligocän (White River-Schichten) von Nebraska.

jüngeren Schichten bekannt gewordene Leptodon von Pikermi bei Athen und aus der Gegend von Burgas in Ostrumelien. In den mittleren White River-Schichten erscheint das Geschlecht Oreodon, welches an die Schweine und Flußpferde erinnert, mit vierzehigen vorderen und hinteren Gliedmaßen und vollkommen geschlossenem Gebisse.

In den dem Alter nach etwas fraglichen amerikanischen John Day-Schichten (entweder oberstes Oligocän oder unteres Miocän) tritt das Geschlecht Diceratherium auf, kleinere Tiere mit zwei

Hornpolstern auf den Nasenbeinen, welche auch aus Europa (Oligocän und Miocän) bekannt geworden sind und zu den Nashörnern gehören.

Zu erwähnen ist noch das Auftreten der Wale (Cetaceen). Sie wurden zuerst im Eocän von Alabama und in England beobachtet, in der Form der Zeuglodonten, bis 20 m lange Zahnwale (.Zeuglodon cetoides), die in den Kiefern vorne vier spitze und rückwärts fünf breite schneidige Zähne mit scharfen Zacken an den schneidigen Rändern besitzen. In neuerer Zeit hat man Zeuglodon Osiris und Tjitteli im Obereocän von Ägypten und andere Arten im Eocän von Südaustralien und der Insel Seymour aufgefunden. Verwandte Zahnwalformen lebten auch noch im Miocän, besonders in Belgien (Antwerpen), wo ganze Wagenladungen von Knochen gesammelt wurden. —

Erwähnt sei schließlich, daß die Auffassung der Stellung der aquitanischen Stufe etwas verschieden ist. Die französischen Geologen (E. Renevier und A. de Lapparent) rechnen sie bereits zum Miocän, die deutschen und englischen (H. Credner, E. Kayser, A. Geikie) aber betrachten sie als das oberste Oligocän.

B. Das Neogen. (Taf. XXVI—XXX.) a) Das Miocän.

Die Veränderungen, welche sich während dieser Formation in der Verteilung von Festland und Meer vollzogen, wurden schon in der Einleitung hervorgehoben, ebenso die größeren gebirgbildenden Vorgänge, welche sich besonders am Anfänge dieser Periode abspielten. In ersterer Beziehung wurde der Beginn der Abschnürung des südgermanisch-pannonischen Beckens und seine Ausgestaltung zu. einem Binnenmeere eingeleitet, das schließlich weder mit dem Atlantischen, noch mit dem Indischen Ozean in Verbindung stand. Schon aus der Tabelle läßt sich ersehen, daß Nord- und Mitteldeutschland, mit Ausnahme des heutigen Mündungsgebietes des Rheines, der Weser und Elbe bis über Teile von Mecklenburg hinaus, als Festland bestand, welches zum Teil von brackischen oder limnischen Binnenseen bedeckt war, so z. B. im allmählich ausgesüßten Becken von Mainz, mit den Corbicula- und Litorinellenschichten. Darüber liegen pliocäne und diluviale Ablagerungen. In Norddeutschland tritt das marine Miocän nur an vereinzelten Stellen unter dem Diluvium hervor und erstreckt sich westwärts bis nach Belgien. Im übrigen Norddeutschland haben miocäne Braunkohlen eine weite Verbreitung, so in der Mark Brandenburg (Fig. 430, S. 433), in Pommern, Mecklenburg, in der Lausitz und in Sachsen, weiters in Hessen, im Westerwalde und am unteren Rhein, Ablagerungen, welche in mehrfacher Beziehung mit den Braunkohlenbildungen Böhmens

Abteilungen

Deutschland

Großbritannien und Belgien

Gliederung-

des Neogen.

Frankreich

Italien

Österreich-Ungarn

Andere Länder

Oberes

Sicilien ( Arnostuf c)

Fluviatile Mastodon- Schotter (Hessen und Thüringen) Braunkohlen (Niederrad bei Frankfurt a. M.)

Wälderschichte von Cromer

Chillesfordschichten (²/₃ nordische Arten) Norwich Crag (93% lebende, 14% nordische Arten) Ob. roter Crag. Amstélien

11

Konglomerate u. Alluvionen

Schichten mit Elephas me-ridionalis (Rhonebecken)

c Oberste Sande vom M. Mario o Braunkohlen am Iseosee « Travertin in Toskana g Grobkalk von Syrakus u Sande und Gerolle am oberen Arno (Arnostufe) o 4. plioc Säugetierfauna

In Nordamerika: Mastodon americanus

Marines Oberpliocän in Ägypten

Formation

Pliocän

Mittleres

Unteres

Oberes

Asticn

(Astistufe)

Plaisantinien (Thrakische und levantin. Stufe)

Messinien Messinische Stufe (Politische Stufe)

Sarmatien (Sarmatische Stufe)

Schieferkohle von Rippersroda mit Mastodon arvernensis (Thüringen)

Roter Crag 11% nordische Arten

Poederlien

Scaldisien

Weißer (Corallinen-) Crag (84% lebende 5% nordische Arten)

Sande mit Isocardia cor (Diestien)

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c3

Sande von Montpellier mit Ostrea cucullata 3. plioc. Säugetier fauna Sande mit Mastodon arvernensis von Roussillon 2.plioc. Säugetierfauna

Mergel im Arnotale mit Mastodon arvernensis Graue Sande v. Asti u. Siena

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oä » (Astistufe)

^ g Blaue Mergelv.Vatikanusw. oj > Sandige Mergel vom Monte ä Mario und Castel Arquato

Schichten mit Cerithium Basteroti

Blaue marine Mergel von Millas usw.

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.5 g 08 6 a m

Säugetierfauna von Bribir (Kroatien) und Ajnacskö (Ungarn) Levantin. Stufe (Paludinenschichten im pannonischen Becken) Lignit des Szeklerlandes Untero Paludinenschichten Slawoniens

Thrakische Stufe (Belvedereschotter) mit Mastodon longirostris, Dinothérium giganteum, Hipparion usw.

Marines Pliocän von Rhodos u. Kos ° Paranastufe in Südamerika (marin) -Paludinenschichten von Kos, Rhodos, “ Megara usw.

Psilodon-Schichten in Rumänien

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Jungtertiär

Mittleres

Vindobonien (Dcpćrct)

Tortonicn

(Helvetische Stufe)! (Tortonischc Stufe)

Helvétien

Pliocäne Bohnerze Gerolle und Sande von •*= Eppelsheim m. Dino- “ therium giganteum u. ^ Hipparion

Obere Süßwassermolasse (Mastodon angustidens) Schichtenm. Säugetieren v. Oeningen, Georgens-gmünd und Steinheim Miocäne Nagelfluh Dinothérium- Sand von Ulm mit Din. bavaricum

Obere Braunkohlen in der Wetterau

Glimmerton von Schleswig-Holstein und Lüneburg Litorinellen- (Süßwässer-) Schichten und Corbicula- (Brackwasser-)

Congerienschichten im Rhonetale

Mergel von Cucuron (Provence) mit Dinoth. giganteum und Hipparion Faluns von Dixmerie l.plioc. Säugetierfauna

Miopliocän des Rhonetales

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Schichten mit Panopaea ^ Menardi in Belgien ,2 (Anversien)

Basaltergüsse

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tion in Norddeutschland (Meißner)

Obere Meeresmolasse Holsteiner Sandstein Brackische Molasse von

Bolderbergschichten in Belgien mit Conus Dujardini und Cerith. £ lignitarum

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Festland in Aquitanien und in der Auvergne Sande in der Bretagne

Das Knochenlager v. Sansan

Marine Muschelsande („Faluns“) im aquitanischen Becken

Süßwassermolasse von Anjou

Molasse von Cucuron

Faluns der Touraine u. von Salles im aquit. Becken Mergel m. Anchitherium v. St.-Gerand-le-Puy (Allier)

Sande und Sandsteine mit Ostrea crassissima

Congerienschichten in Mittelitalien

Gips und Schwefel auf Sizilien (Messinische Stufe) „Zancleano“, sandige, mergelige Schichten mit mediterraner Fauna

Weiße Mergel mit Cerithien von Caltanisetta usw.

Lignit vom Monte Bamboli Korallenkalk von Rossignano

Marine Mergel von Tortona

Serpentinsande, Konglomerate d. Superga bei Turin

Schlier von Bologna und Malta Pteropodenmergel

Congerienstufe im Wiener und im pannonischen Becken Säugetiere vom Eichkogel (Mödling) Säugetiere von Baltavar Beoöiner Zementmergel („Weiße Mergel“)

Unteres

Langhien Langhische Stufe (Burdigalien)

aurelianense)

Jüngere Braunkohle am Niederrhein usw. Mariner Sandstein von Travemünde N Graue Süßwassermolasse

Faluns v. Saucats u. Lćognan Kalke von Montebuzard mit Auch. aurelianense Sande u. Mergel v. Orléans (Mastodon tapiroides)

Scutellenschichten von Schio

Sarmatische Stufe im Wiener und im pannonischen Becken

in Kro-

Insekten- u.PflanzenmergelJ atien Mediterrane Ablagerungen des Wiener Beckens:

Leithakalk und -konglomerate Pötzleinsdorfer Sande (Tellinen-sande)

• Mergel von Grinzing und Gainfarn Tegel von Baden

Schlier von Ottnang und im Wiener Becken

Gründer Schichten Eggenburger Schichten Gauderndorfer Tellinensande Loibersdorfer und Molder Schichten Schichten von Korod in Siebenbürgen Salzführende Schichten in Galizien und in Siebenbürgen Braunkohlen von Eibiswald Süßwasserkalk von Tuchorschitz Cypris- Schiefer

Süßwasserkalke im Falkenauer und Egerländer Becken „Nachbasaltische“ Braunkohlen in Nordböhmen

Basalte und Basalttuffe in Böhmen

Weiße Mergel

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In Nordamerika: Hipp«now- und Pro- "

tohippus-P&nns,

Congerienschichten bei Athen Jüngerer Steppenkalk (Kalkstein Odessa) = Valenciennesienschichten in Rumänien und bei Kertsch Rote Tone von Pikermi bei Athen Mäotische Stufe (= Dosinien-schichten) (Südrußland u. Rumänien) 4 Bryozoen- und Nubecularienschichten in Südrußland

Sarmatische Kalksteine und Tone in Südrußland

(Korallenkalk bei Athen)

In Nordamerika: Oreodontiden- und Protohippus-PsMm,

Obere dunkle Tone von Kertsch

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Oberer Kalkstein von Malta Spaniodon- Schichten i. d. Krim u. b. Varna Tschokrakkalk in der Krim Pecfen-Kalk bei Varna Unt. Süßwasserablagerungen i.d. Levante Patagonische (Santa Cruz-) Formation

Dunkle Tone mit Pteropoden in der Krim

In Nordamerika: Miohippus-Anchi-fAeHww-Fauna

John Day-Schichten in-Nordamerika (?)

(Fig. 431, S. 434) in Vergleich gebracht werden können. Basaltdurch-briiclie spielen eine große Rolle (z. B. die basaltische Decke des Meißner bei Kassel, Fig. 439), die mit den basaltischen Tuffen der Rhön, des Vogelsgebirges, des Westerwaldes usw. eine sehr große Verbreitung gewinnen. In der Wetterau, z. B. zwischen Vogelsgebirge und Taunus, und in der Rhön finden sich stellenweise Braunkohlen auch über den basaltischen Gesteinen, oder sie liegen in den Basalttuffen eingelagert. Man hat daher auch hier eine ältere („yorbasaltische“) und eine jüngere Braunkohle unterschieden. Fischschiefer, Oz/pm-Schiefer und andere Süßwasserbildungen sind dazwischen verbreitet.

Heiligen

berg

Bransrode

Friedrichstollen

Wilhelmstollen

Meißner (750 m)

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Fig. 489. Profil durch den Meißner unweit Kassel.

(Nach F. Moesta und F. Beyschlag.)

11 und 10 Zechstein. 9, 8 und 7 Unterer, mittlerer und oberer Buntsandstein. 6 Wellenkalk. 5 Ton und Sand. 4 Braunkohle (5 und 4 Untermiocän). 3 Basaltgänge. 2 Feldspatbasalt. 1 Dolerit.

Man vergleiche das Profil durch den Meißner bei Kassel (Fig. 439), wo das verhältnismäßig wenig mächtige Untermiocän unter einer Decke von Basalt (und Dolerit) erhalten geblieben ist.

Im Rhonebecken liegen über dem Aquitan mittelmiocäne marine Bildungen, und zwar Molasse, Sande mit Scutella, Nulliporen-kalke, Sande mit Ostrea crassissima und sandige Kalke und Mergel, über welchen Pliocänablagerungen (Süßwasserbildungen, Mergel von Cucuron mit Dinothérium und ITipparion) folgen. Nordfrankreich (das Pariser Becken) war Festland wie auch England; in dem gegen die untere Loire erweiterten aquitanischen Becken kennen wir dagegen eine Reihe von meist sandigen Ablagerungen („Faluns“von Léognan, Mérignac, Saucats und Salles und jene in der Touraine) mit vielen marinen Fossilien (Fig. 432, S. 436). Im unteren Miocän tritt die formenreiche Säugetierfauna von St. Gérand-le-Puy (am Allier) auf. (Man vergleiche die Tabelle.)

In der alpinen Region, und zwar zunächst in der nördlichen Schweiz und im westlichen Vorarlberg, aber auch im angrenzenden Süddeutschland folgt als eine Fortsetzung der oberoligocänen („unteren“) Süßwassermolasse und der grauen Süßwassermolasse (= Blätter-

Sandstein von Kempten in Südbayern) die „obere Meeresmolasse“ mit Ostrea crcississima und einer reichen marinen Fauna, welche jener der Faluns in der Bucht von Bordeaux vielfach gleicht. Unter den zahlreichen Meerestierarten der oberen Meeresmolasse (helvetische Stufe) finden sich etwa 35 Prozent, die noch heute im Mittelländischen Meere leben, und viele derselben stimmen mit solchen überein, die wir auch aus dem Wiener Becken, darunter bezeichnende Formen des außeralpinen Beckens, kennen. Diese Phase machte jedoch wieder einer Süßwasserablagerung Platz, der „oberen Süßwassermolasse“ mit Braunkohle, zu welcher auch die mergeligen Plattenkalke von Oeningen am Bodensee (Baden) gehören, in welchen neben zahlreichen Pflanzen- und Insektenresten auch das Skelett des Riesensalamanders (.Andrias Scheuchzeri = Sclieuchzers Homo diluvii testis) aufgefunden wurde (XXIX. 1). Es sind von Oeningen (schon nach C. F. Naumann) 475 Pflanzen- und 922 Tierarten, zumeist Insekten, bekannt, dann viele Fische und Reptilien; von Säugern fand sich Mastodon angustidens (XXX. 12) und Palaeomeryx (ein Hirsch, XXX. 8) vor. Das Klima soll etwa jenem von Madeira ähnlich gewesen sein. Die betreffenden Schichten haben in den Kantonen Zürich und Thurgau eine weite Verbreitung. Auch Steinheim nördlich von Ulm mit seiner massenhaften Planorbis multiformis und seiner schön erhaltenen Säugetierfauna gehört hierher.

Im Vicentinisehen ist der obere Teil der Schichten von Sc hio bei Belluno (Scutellenschicliten) in das untere Miocän zu stellen. Etwas jünger mögen in der Gegend von Turin die marinen mittelmiocänen Serpentinsande sein sowie die mürben Mergel, Sande und Gerolle (gleichfalls mit marinen Fossilien). Die marinen Mergel von Torton a (tortonische Stufe) am oberen Po, in der Provinz Alessandria, sind obermiocän. Über dem Torton treten in Ligurien Mergel, Konglomerate und Sandsteine („Molasse“) auf, welche bei Stazzano in Piemont neben Venus multilamella und Pecten cristatus, Cerithium pictum und rubiginosum (XXVIII. 5. 6), bei Livorno aber Tapes gregaria (XXVIII. 2), Ostrea lamellosa und Cerithium pictum führen, also bereits der sarmatischen Stufe zugerechnet werden könnten. Die marinen „Subapenninen“-Bildungen im östlichen Vorlande des Apennin sind pliocänen Alters.

Zu den interessantesten und bestbekannten marinen und bracki-schen Miocänablagerungen gehören jene im

Wiener Becken. Unter dem Wiener Becken (man vergleiche die geologische Karte von Mittel- und Westeuropa) versteht man den Raum, der sich nördlich von der Donau zwischen dem östlichen Randgebiete der hercynischen Masse einerseits und dem Karpathen-

rande anderseits, südlich von der Donau yon der Enge bei St. Pölten, einerseits zwischen der über die - Donau auf deren rechtes Ufer hinübertretenden kristallinischen Gebirgsscholle und dem Nord-und dem Ostrande der östlichen Alpen und anderseits bis an die Grenzberge bei Hainburg und bis ans Leithagebirge ausdehnt. Der Teil des Beckens, der sich an dem Bruchrande der Ostalpen nach Süden zieht, bis gegen das Semmeringgebirge und die Ausläufer des kristallinischen Wechselgebirges, wird als die „Wiener Bucht“ bezeichnet. Jener schräg gegen das Gebirgsstreichen entstandene „Bruchrand“ wird gebildet von allen Zonen der nördlichen Ostalpen, so daß, von den kristallinischen Schiefern der Zentralzone, gegen Norden daran teilnehmen: die Schiefer, Sandsteine und Kalke der sogenannten Grauwacken zone, die Kalke, Dolomite, Sandsteine und Schiefer der nördlichen Kalk zone und die Sandsteine und Mergelschiefer der „Wiener Sandstein- oder Flysehzone“. Die letztere greift auch über die Donau auf ihr linkes Ufer hinüber (Bisamberg, Bohrwald usw.). Von diesem Ausläufer der Alpen zieht sich eine Kette von zum Teil weit voneinander abstehenden Kalkinselbergen („Klippenberge“) nach NNO: die Berge von Ernstbrunn, Staatz, Falkenstein und die Polauerberge zu den Inselbergen in Mähren. Diese Linie nimmt man als eine Grenzscheide an und nennt den westlich von derselben gelegenen Teil den außeralpinen, den östlich gelegenen aber den inner alpinen Teil des Tertiärbeckens von Wien. Dasselbe steht durch die erwähnte Enge von St. Pölten mit dem durch Oberösterreich und Bayern in die Schweiz ziehenden Tertiärgebiete in Verbindung, während es nach Norden bis an das Wasserscheidegebiet zwischen March und Oder reicht, über welches man den Zusammenhang mit dem nordöstlichen sarmatischen Tertiär zu suchen hat. Zwischen den Ausläufern des kristallinischen Wechselgebirges und dem Leithagebirge und zwischen diesem und den Hainburger Grenzbergen bestanden Wasserstraßen, welche die Verbindung mit dem viel größeren pannonischen Becken herstellten. In der „Wiener Bucht“, dem nach Süden sich verengenden Teile des „alpinen Wiener Beckens“, fehlt es nicht an zum Teil tief in die Kalkalpen hineinreichenden kleinen Buchten, z. B. jene an der Triesting, an der Schwechat und am oberen Mödlingbache. Aus dem außeralpinen Becken reichte zweifelsohne durch das westliche Mähren eine Bucht bis ins östliche Böhmen (bei Wildenschwert). Eine ansprechende Skizze der miocänen Meeresbedeckung im Wiener Becken hat E. Kittl gegeben, welche man etwa in das Zeitalter des Schlier und des Badener Tegels verlegen könnte (Fig. 440).

Zwischen den Ablagerungen in dem außeralpinen Becken und jenen der Wiener Bucht bestehen einige auffallende Verschiedenheiten7 besonders in den Bildungen, die sich am Bande des kristallinischen

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Fig. 440. Skizze der miocänen Meeresbedeckung im Wiener Becken. (Nach E. Kittl.)

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Massivs und im Bereiche desselben, in meist seichteren und jetzt teilweise von einander isolierten Mulden abgelagert haben, während in der Wiener Bucht eine einheitliche tiefe Bucht vorliegt, deren Ent-

Stellung auf einen großen Einbruch zuriickgefühit wird, dessen westliche Grenzlinie, dem Alpenbruchrande folgend, durch das Auftreten von warmen Quellen (z. B. jener von Baden bei Wien) und durch wiederholte Erderschütterungen gekennzeichnet wird („Thermen-“ oder „Erdbebenlinie“). Was nun die Ausfüllungsmassen des Beckens anbelangt, so müssen dieselben über das Alter desselben und seiner Teile Aufschlüsse geben. Während in den Buchten des pannonischen Beckens, wie wir gesehen haben, auch alttertiäre Ablagerungen eine recht wichtige Rolle spielen (bis zu den Sotzkaschichten und Cyrenen-mergeln hinauf), haben wir es im tertiären Wiener Becken nur mit jungtertiären Ablagerungen zu tun.

Man nimmt an; daß die Wiener Bucht erst im Verlaufe des älteren Miocän in einer Zeit entstanden sei, in welcher im außeralpinen Teile bereits das Meer bestanden habe. In der Tat fehlt es nicht an Anzeichen, welche für diese Annahme sprechen, wenngleich «es anderseits auch im Bereiche der Wiener Bucht nicht an Ablagerungen fehlt, welche die genauere Sicherstellung des Zeitpunktes des Einbruches etwas erschweren.

Was die Tiefe des Einbruches anbelangt, so beweist die 600 m-Bohrung bei Liesing im SW von Wien (Er. Toula, Nov. Acta 100. Bd., Halle a. S. 1915), daß dieselbe eine sehr beträchtliche ist.

Die älteren Ablagerungen des Wiener Beckens sind mariner Natur und werden als die mediterranen Ablagerungen bezeichnet; man hat sie auf Grund gewisser faunistischer Verschiedenheiten, die mir jedoch nicht größer zu sein scheinen als jene, welche heute in den einzelnen Teilbecken des Mittelländischen Meeres gleichzeitig herrschen, in eine erste und zweite Mediterranstufe unterschieden.

Die erste Mediterranstufe (Horner Schichten, nach dem buchtartigen Becken von Horn am Rande des herzynischen Massivs, Fig. 270, S. 271, und Fig. 440, im nordwestlichen Niederösterreich), am besten bei Eggenburg aufgeschlossen, mit folgenden, im allgemeinen gleichzeitigen, faziell verschiedenen Ablagerungen :

Die Schichten von Mold (Tone und Sande) mit Geriihiinn margaritaceum und plicatum (XXVI. 11 und 9), Mytilus Haidingeri (XXVII. 7) usw.; jene von Loibersdorf: grobe lichte Sande mit Haifisch- und Rochenzähnen, Pecten solarium, Cardium Kübecld, Pectunculus FichteU, Ostreci crassissima und digitalina (XXVII. 2), Gorbula gibba (XXVII. 1), aber auch Mytilus Haidingeri usw. Bei Klausenburg in Siebenbürgen (Fundpunkt Korod) kommen dieselben Schichten vor.

Die Schichten von Gauderndorf: feine Sande mit Konkretionen („Mugelsande“), die zartschalige Muscheln mit Mantelbucht führen,

Tellinensande mit Tellina piernata (XXVII. 4), Solen vagina, Folia legumen, Turritella cathedralis (XXVII. 20), ferner Nautilus Aturi (XXVII. 27); jene von Eg gen-burg: grobe Sande (Balanensande) und sandige Bryozoenkalke (in großen Steinbrüchen bei Zogelsdorf unweit Eggenburg seit Jahrhunderten aufgeschlossen, die z. B. schon für den ältesten Teil des Stephansdomes in Wien das Baumaterial geliefert haben) mit vielen Pecten-schalen, Ostreen, Bryozoen, darunter Cellepora globularis (XXVI, 31), Baianen (XXVII. 28) und Seeigeln (Echinolampas). Ch. De-péret (1895) hat auf Grund des Vorkommens von Säugetierresten bei Eggenburg (Brachy odus [„Ilyo-potamusu\ eines zu den Anthraco-therien gehörigen Dickhäuters, der sich auch im indischen Miocän findet, und einer Sirene: Meta-xytherium, gewöhnlich als „ IlaU-theriicm¹¹ bezeichnet) die erste Mediterranstufe in das unterste Miocän (Burdigalien) gestellt, ja de Lapparent (1905) sogar in das Aquitan („Schichten von Horn“), was hier angeführt werden muß. Von Eggenburg stammen weitere Wirbeltierfunde: Schädel eines Krokodils (Gavialosuchus eggenburgensis') und eines Delphins (Acrodelphis Krahuletzi).

Fig. 441. Profil durch das Salzgebirge von Wieliczka. (Nach Jul. Niedzwiedzki.)

a und c Schieferton. b Sandstein, d Sandstein mit Schieferton (karpathische K,andzone). 1 Steinsalz. 2 Ton- und Anhydritgestein. 3 Salzsandsteine, i Salz-trümmergebirge. 5 Rotbraune Salzmergel. 6 Obermiocäne (Bogucicer) Tone und 7 Sande. 8 Diluviallehm.

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Der Schlier: graue, zum Teil schieferige, zum Teil plastische Tone (Mergel, Tegel) mit Nautilus Aturi (XXVII. 27), Bris-sopsis ottnangensis (XXVI. 34), Pecten denudatus, Solenomya Bo-

Toula, Geologie 3. Aufl.

derleini (XXVII. 10) und vielen Gastropoden, weiters mit Pteropoden und Fischen (.Meletto, Fig. 434, S. 436); Foraminiferen sind häufig. Dem Schlier werden die salzführenden Schichten von Galizien und Siebenbürgen zugerechnet (Fig. 441 und Fig. 442). Vorkommnisse des Schlier haben sich aber auch im alpinen Becken gefunden (Walbersdorf, Neudorf a. d. M., unterhalb 500 m der 600 m-Tiefbohrung bei Liesing im Tegel, ganz vom Aussehen des typischen Badener Tegels). Einer der Hauptfundorte für die eigenartige Fauna ist Ottnang in Oberösterreich, westlich von Wels, ein anderer liegt bei Kralitz in Mähren, westlich von Brünn. Eine der merkwürdigsten Erscheinungen ist die ungemein große räumliche Verbreitung des Schlier, dieser Ablagerung

Maros-Ujvar

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Fig. 442. Profil durch den Salzstock von Maros-Ujvar. (Nach Fr. Posępny.)

Die steil aufgerichtete und gefaltete Salzmasse zwischen dem Salzton- und Mergelgebirge; mit den

Grubenbauen.

eines „ersterbenden Meeres“, wie E. Sueß sich ausgedrückt hat. Ablagerungen der Schlierfazies begleiten den ganzen Nordrand der Waldkarpathen. Th. Fuchs hat Schlier an der Nordseite des mittleren Apennin und auf Malta angetroffen. Ferner liegen bei Nizza und wohl auch in der Provence einerseits Anzeichen seines Vorkommens vor, anderseits weit im Osten, wo er in Lykien (Kleinasien), bei Sues, aber auch aus Armenien durch Persien (Salzsteppen- und Gipszone) und bis in die Pamir und an den Amu-Darja bekannt geworden ist.

Auch die „Grünsande von Tüffer“ in Südsteiermark mit vielen Andesiteinschliissen, den Andesitmaterialien entstammend, welche vor der ersten Mediterranstufe zum Ausbruche gelangt sind, mit Balanen, Austern, Pecten (P. Holgeri) rechnet R. Hoernes (Bau und Bild Österreichs 1903, S. 935 ff.) zum ersten Mediterran und bezeichnet die Mergel von Tüffer als Äquivalent des Schlier.

Die zweite Mediterranstufe erfüllt die Wiener Bucht (Fig. 440,

S. 447) und ist mit ihren verschiedenen Fazies auch im ganzen panno-nischen Becken und in dessen Buchten weithin verbreitet. Die Fauna besteht aus mehr als 1000 Arten.

Die verschiedenen Fazies dieser Stufe sind:

Die Schichten von Grund: Marine Mergel, welche an der Grenzscheide zwischen dem inner- und außeralpinen Becken (in der Klippenregion) entwickelt, dann auch in Mähren verbreitet sind und eine reiche Fauna aufweisen, in welcher sich bezeichnende Arten der ersten und zweiten Mediterranstufe nebeneinander finden: lurritetta cathedralis (XXVII. 20) lind bicarinata (XXVII. 18), Pynda rusticula (XXVII. 25), Murex aquitanicus (XXVII. 24), Conus ventricosus (XXVII. 14), Ancülaria glandiformis (XXVII. 16), Mytilus Haiding er i (XXVII. 7), Ostrea crassissima, Pecten aduncus (XXVII. 3), Venus multilamella (XXVII. 6) usw. Diesem Horizonte rechnet man auch die an der Basis der zweiten Mediterranstufe liegenden, Braunkohlen führenden Schichten zu: die Lignite von Fitten in Niederösterreich, jene hei Ödenburg in Westungarn, Eibiswald in Steiermark (mit Säugetierresten) und andere, welche durch das Vorkommen von Cerithium lignitarum (XXVII. 19, z. B. in Mauer bei Wien) bezeichnet sind. Daneben treten große Austern auf, so bei St. Veit a. d. Triesting in Niederösterreich.

Das ' Leithakonglomerat an den Rändern der Bucht, mit großen Austern, Kegelschnecken {Conus), Strombus, Spondylus, Pec-tuncidus pilosus (XXVII. 5), Pecten, Venus umbonaria, Pinna, Pa-nopaea Menardi (XXVII. 9) und vielen Seeigeln {Chypeaster XXVI. 35), Tem/o-Gangausfüllungen in Treibholzresten. Ein berühmter Fundort ist Kalksburg bei Wien. Das Leithakonglomerat kann auch am Hange des Kahlenberges sehr schön beobachtet werden.

Die Lithothamnien- und Korallenkalke, die Hauptmasse des sogenannten „Leithakalkes“ oder „Nulliporenkalkes“. Sie sind am Rande der Alpen, z. B. bei Wollersdorf und am Leithagebirge in großen Steinbrüchen aufgeschlossen: der Grobkalk von Wien. Das Hauptmaterial bilden die Lithothamnien (kalkabsondernde Algen, XXIX. 2 und Fig. 264, S. 260), früher für tierische Reste, Nulli-poren, gehalten, ausgesprochene Seicht- und Flachseebildungen („submarine Wiesen“), in wärmeren Meeren auch heute weit verbreitet. Korallenriffartige Bildungen haben sich nur örtlich entwickelt, so bei Mülendorf am südlichen Leithagebirge und bei Wollersdorf. Reiche Schneckenfauna : Conus, Ancülaria, Cypraea, Strombus, Cerithium, Turritella, aber auch viele Muscheln: Ostrea crassicosta und digitalina (XXVII. 2), Pecten aduncus (XXVII. 3), Spondylus, Peetunculus pilosus (XXVII. 5), Cardita, Cardium, Venus umbonaria und multi-lamella (XXVII. 6), Perna (XXVI. 6), Pinna usw.

Zwischen den Kalkbänken treten häufig (z. B. „Grünes Kreuz“ bei Nußdorf) mürbe Mergel mit vielen Foraminiferen {Amphistegina

Haueri XXYI. 27, usw.) auf. („Amphisteginenmergel“. — Man vergleiche auch die übrigen auf Tafel XXVI abgebildeten Foraminiferenarten von Nußdorf.)

Der Bryozoenkalk: mürbe Varietäten des „Leithakalkes“, der „Margarethener Stein“ der Bauarbeiter, mit Austern ( 0sir ca digitalina XXVII. 2) und Pet;/ew-Schalen (P. aduncus XXVII. 3, und P. Leitha-janus), Haifischzähnen (Carcharodon Fig. 443, Lamna usw.), Echini den, Balanen, Terebrateln, Cellepora globularis (XXVI. 31) in oft großer Menge; auch viele Foraminiferen, z. B. Ampkistegina Haueri (XXVI. 27): „Amphisteginenkalk“. Er ist in großen Steinbrüchen aufgeschlossen zu St. Margarethen westlich von Rust, nahe dem Neusiedlersee und überaus ähnlich dem Stein von Zogelsdorf bei Eggenburg.

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Fig. 443. Carcharodon megalodon Agassiz.

Aus dem Leithakalk und den Xeudorfer Sanden. Auch sonst weit verbreitet, selbst im Pliocän.

Die Sande von Neudorf an der March: grobe Sande mit Ostrea digitalina, Anomia, Pecten, Pinna, Peetunculus, Cardita, Pa-nopaea Menardi (XXVII. 9), Turritella, Conus usw. Er ist reich an Haifisch-, Rochen-, Brassenzähnen. Eingeschwemmt fand man auch Zähne von Hirschen und von „Menschenaffen“ (von 0. Abel 1903 beschrieben).

Die Sande von Pötzleinsdorf: feine gelbe (Tellinen-) Sande mit Tellina planata (XXVII. 4), Lucina columbedla (XXVII. 8) und ornata, Cytherea, Venus umbonaria, Turritella usw.

Die große fazielle und petrographische Ähnlichkeit der drei letzten Fazies mit jenen von Eggenburg, Loibersdorf und Gauderndorf ist auffallend genug.

Die Mergel von Gainfarn und Enzesfeld (bei Vöslau) und Grinzing (am Fuße des Kahlengebirges): sandige Mergel mit reicher

Muschel- und Schneckenfauna (fast 300 Arten). Große Ähnlichkeit zeigt die reichhaltige Fauna von Steinabrunn bei Nikolsburg in der Klippenregion.

Der Tegel von Baden (aufgeschlossen bei Baden, Sooß, Vöslau, Möllersdorf usw.): ein blauer plastischer Ton mit vielen Pleurotomen („Pleurotomentegel“). Einzelkorallen, z. B. Flabeilum (XXVI. 33), dann Dentalium badense (XXVII. 26), Conus, Buccinum, Ancillaria glandiformis (XXVII. 16), Mitra, Cassis saburon (XXVII. 15), Murex, Fusus longirostris (XXVII. 17), Bleurotoma cataph?'acta (XXVII. 23) u. a., Natica helicina (XXVII. 13), Ringicula buccinea (XXVII. 11), Corbula gibba (XXVII. 1), Beeten cristatus, Lucina. Viele Foraminiferen, und zwar vor allem Nodosarien, Cristellarien, Globigerinen, Textularien usw. (XXVI. 18—29). Nach Th. Fuchs

Kahlenberg

Leithagebirge

Donau.

Leitha

Wien.

Fig. 444. Durchschnitt durch die Wiener Bucht. (Nach F. Karrer.)

1 Kristallinische Schiefer. 2 liysehsandsteine und -schiefer. 3 Marine Stufe (a Konglomerate und Sande; b Kalke). 4 Sarmatische Stufe. 5 Congerienstufe. 6 Diluvium und Alluvium.

(1905) wäre der Badener Tegel in einem tropischen Meere von 300 bis 1000 m Tiefe abgelagert worden. Im Roten Meere wurden durch die „Pola-Expedition“ Pleurotomentone aufgefunden, welche nach Th. Fuchs (1901) die größte fazielle Ähnlichkeit mit dem Badener Tegel besitzen.

Die verschiedenen mediterranen Ablagerungen der Wiener Bucht werden als im allgemeinen gleichzeitige Bildungen aufzufassen sein, entstanden in verschiedenen Tiefen derselben Meeresbucht, wobei es örtlich zu Vorgängen des Ineinandergreifens der einzelnen faziellen Verhältnisse gekommen ist; als Beispiel sei der zungenförmigen Einschiebung des Leithakalkes in den Badener Tegel bei Möllersdorf gedacht, welches auf diese Weise erklärt worden ist, auch der Wechsel von Lithothamnienkalkbänken mit Foraminiferenmergellagen kann auf dieselbe Weise gedeutet werden.

Während die mediterranen Stufen zur Ablagerung kamen, herrschte zuerst tropisches Klima und eine formenreiche Flora auf den Festländern mit vielen tropischen Arten. Es wuchsen neben Palmen immergrüne Eichen, Feigen- und Zimtbäume. Später änderte sich der Florencharakter und viele nordamerikanische, atlantische und mediterrane Typen stellten sich ein, so Sequoien, Zedern, Lorbeer und Feige neben

Eichen, Erlen, Buchen. Nach der mediterranen Meeresbedeckung vollzog sich bei Fortdauer, derselben klimatischen und floristischen Eigenheit und bei gleicher Säugetierbevölkerung der Uferländer ein völliger Wechsel im Charakter des Meeres und seiner Bevölkerung.

Die sarmatische Stufe oder die Cerithienschichten. An Stelle der großartigen Verschiedenheit der Fauna trat eine große Eintönigkeit. Nicht viel über 50 verschiedene Arten finden sich im Wiener Becken, von diesen aber bevölkerten einige in ungeheurer Zahl der Einzelwesen das Meer. Es wäre dies zu vergleichen mit den Verhältnissen, wie sie heute etwa in gewissen Regionen des Schwarzen Meeres herrschen. Alle die großen und schön gezierten Formen starben aus; es fehlen auch die Korallen, Balanen und Haie, die Echinodermen, Brachiopoden und Pteropoden. Dagegen gibt es noch Seehunde und Meeresschildkröten. Die Hauptursache der Veränderung, der Verarmung der Fauna, dürfte, wie Al. Bittner (schon 1883) ausgeführt hat, in einer Abschließung vom Ozean und in weitergehender Aussüßung, in einem Brackischwerden des Meerwassers, zu suchen sein, dessen Einflüsse zum Absterben der meisten Arten führten, während jene Arten, welche sie zu ertragen vermochten, sich anpaßten und ungeheuer vermehrten.

Die Ablagerungen dieser Stufe: Sande, oolithische Kalke und Tegel nehmen in der Wiener Bucht einen beschränkteren Raum im Norden ein, sie reichen nicht über das Becken hinaus gegen Westen und auch in Südeuropa fehlen echte sarmatische Schichten, während sie gegen Osten nicht nur im pannonischen Becken, sondern auch im Becken der untersten Donau weit verbreitet sind. Der Einengung im Westen scheint eine Transgression in Südosteuropa zu entsprechen, wo sich diese Ablagerungen in Ostgalizien, in Podolien, in Wolhynien und Stidrußland weit Uber die Grenzen der Äquivalente der Mediterranstufe hinaus erstrecken, bis an das Gebiet des Aralsees. Nach

N. Andrussow (1899) bestand das sarmatische Meer aus drei Becken: dem der mittleren Donau, dem Hauptbecken mit vier großen Inseln: Dobrudscha, Krim, Kaukasus und Karatau (= Kurjanyn Kary mit dem Gr. Balchan) und dem thrakischen Becken; man könnte sie das pannonische, sarmatische und thrakische nennen. Die Verbindung der sudosteuropäischen sarmatischen Becken ist sowohl gegen das pannonische als auch gegen den nördlichen Teil des Wiener Beckens und seine nördliche Fortsetzung recht wenig bekannt und war, wenn vorhanden, zum mindesten sehr eingeengt. Ob und von woher gewisse, nicht bestimmt aus den vorangegangenen Meeresablagerungen stammende Tierformen aus anderen Gebieten eingewandert sind, ist noch immer eine nicht völlig gelöste Frage.

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Fig. 445. Ein Teil der Südwand der großen Tegelgrube von Heiligenstadt in Wien.

(Nach einer photograph. Aufnahme von F. Toula im Mai 1905. Jahrb. der k. k. geol. Reichs-Anst. 1906, 56. Bd.)

L. Oberste Lößdecke. L. S. Lokalschotter. S. Gelbbräunlicher Quarzschotter (wie Belvedereschotter). Sd. Helle Sande und tonige Sande (zum Teil gelbbräunlich, vielleicht Congerienschichten). T. Sarmatischer Muscheltegel. C.S. Cerithiensand. Der Tegel an einer schrägen Verwerfung abgeschnitten. Östlich (links) davon (gegen die Donau hin) in mehreren Schollen, an schrägen Verwerfungsklüften, abgesunken.

In neuerer Zeit hat J. Aimera (1897) die sarmatischen Leitfossilien Cerithium pictum und Mactra podolica in der Gegend von Barcelona aufgefunden. Auf den Balearen wird das Vorkommen der kleinen Cerithien neben Ostrea crassissima, bei Livorno Mergel mit Tapes gregaria, Cerithium pictum und Ostrea lamellosa angegeben, in Ligurien folgen über dem Torton Mergelkonglomerate und Sandsteine, welche Cerithium pictum und rubiginosum neben Venus multilamella und Pecten cristatus, echten mediterranen Arten, aufweisen (die schon genannten Schichten von Stazzano in Piemont). A. de Lapparent (Géologie, 1905, S. 1626) stellt sich vor, daß das spanische Sarmat über die Balearen etwa um Sardinien herum mit dem Tyrrhenischen Meere (Vorkommen in der Gegend von Livorno und in Ligurien) in Verbindung gestanden und, auch Ostitalien und einen Teil der Adria umfassend, gegen Südost sich erstreckt habe, ohne Verbindung mit dem großen sarmatischen Becken des Ostens. Nach dem oben Ausgeführten wäre eine ähnliche Umwandlung des mediterranen Meeres in den Charakter des sarmatischen immerhin denkbar. Erleichtert wird dadurch freilich die Lösung der Hauptfragen nicht, wie R. Hoernes (schon 1903) mit Recht gesagt hat.

ln der Wiener Bucht unterscheidet man:

1. Den unteren oder Hernalser Tegel, der in Nußdorf und Heiligenstadt (also in Groß-Wien) in großen Tegelgruben aufgeschlossen ist. Er ist arm an Muscheln: Cardium obsoletum XXVIII. 18, undplica-tum, Modiola marginata u. a., häufiger ist die kleine Schneckengattung Rissoa (z. B. Rissoa angulata XXVII. 22), daher auch Rissoëntegel genannt, Bulla lajonkaireana (XXVIII. 9), seltener dann Foraminiferen; er hat dagegen viele Knochenreste von Phoca vindobonensis und von Trionyx vindobonensis, sowie von Delphinen (Champsodelphis) und Fischen geliefert. In Konkretionen sind nicht selten Pflanzenreste eingeschlossen.

Hier darf wohl eine Ansicht der großen Hauptaufschlußwand der Ziegelgrube von Heiligenstadt wiedergegeben werden, welche die tektonischen Störungen erkennen läßt, wie sie sich eine Zeitlang beobachten ließen. (Fig. 445. Sie ist heute fast ganz abgegraben.)

2. Den Cerithiensand und -Sandstein mit allen bezeichnenden Fossilien dieser Stufe, mit Cerithium pictum, rubiginosum und disjiinchim (XXVIII. 5—7), Murex sublavatus, Buccinum duplicatum, Bulla lajo7ikaireana (XXVIII. 9), Tapes gregaria (XXVIII. 2), Mactra podolica (XXVIII. 1), Ervilia podolica (XXVIII. 3), Modiola volhynica (XXVIII. 4), Cardium obsoletum (XXVIII. 18) und plicatum, Ostrea usw. Diese Schichten ziehen sich am Rande des Beckens hin und sind auf der Türkenschanze in Wien in großen Bausandgruben auf-

geschlossen. Als ein wasserführender Horizont finden sie sich im Untergründe von Wien. (Am Getreidemarkte sind sie vor vielen Jahren z. B. in 184 m Tiefe erbohrt worden.) Bei Atzgersdorf, südlich von Wien, bilden sie feste Kalkbänke, die Material für Grund-mauerwerk lieferten. Sie sind größtenteils abgebaut.

3. Den Muscheltegel mit einzelnen Sandeinlagerungen. (Am Getreidemarkte in 95 m Tiefe angefahren.) Er liegt zuoberst und enthält vor allem Tapes gregaria in Unmengen. Aber auch Ervilien und Cardien sowie Fischreste finden sich nicht selten.

An dieser Stelle muß hervorgehoben werden, daß die Bestimmung der Grenze zwischen Miocän und Pliocän von verschiedenen Autoren verschieden angenommen wird. So rechnet A. de Lapparent die pontische Stufe, das Pontien, noch dem Miocän zu, während

E. Renevier diese Stufe als Prépliocène bezeichnet. Die Grenzbestimmung ist durch die Erkenntnis, daß sich in Südosteuropa Übergangsbildungen vom Sarmat zu den Congerienschichten herausgebildet haben (mäotische Stufe), nicht erleichtert worden.

b) Das Pliocän.

Die pontische Stufe (Congerienstufe). Wieder vollzogen sich Änderungen in der Verteilung von Festland und Meer, indem das letztere in der sudosteuropäischen Region sich im großen und ganzen im Sinne der im Sarmat begonnenen Aussüßung weiter veränderte, während es sich in der west- und südeuropäischen echt marinen Region erhielt. Im Norden von Mitteleuropa, im südöstlichsten England, in Belgien, in den Niederlanden und in einem kleinen Teile Nordfrankreichs bestand Meerbedeckung, ohne daß eine Verbindung dieser Meeresteile mit den westeuropäischen erfolgt wäre. Ganz Deutschland wurde Festland. Dagegen erlangte das pliocäne Mittelmeer immerhin eine größere Ausdehnung, und zwar in Italien, Spanien, im nordwestlichen Afrika und in Griechenland. Das Festland der Balkanhalbinsel stand aber noch über dem heutigen Archipel mit Kleinasien im Zusammenhänge. Die Meeresbevölkerung des plio-cänen Mittelmeeres ist jener des heutigen Mittelländischen Meeres ungemein ähnlich und wird um so ähnlicher, je mehr sich die Ablagerungen dem Quartär nähern.

wo

Eine große Mächtigkeit erreichen die marinen Pliocänablage-rungen (Subapenninenformation) in Italien vom Po bis Kalabrien, die Sande, Mergel und Tone z. B. im nördlichen Italien bis über 300 m ausmachen. Auf Sizilien sind die gips- und schwefelführenden Mergel mit Kalkkonkretionen als Messinische Stufe zum untersten Pliocän gestellt worden, Bildungen, die auch in Griechenland (Pelo-

ponnes) nicht fehlen. Sie folgen über den Pleurotomenmergeln des Torton. — Auch an direkten marinen Übergangsgliedern zwischen Miocän und Pliocän fehlt es nicht. Als eines derselben könnte nach Th. Fuchs (1877) vielleicht der mio-pliocäne Korallenkalkstein von Trakones bei Athen betrachtet werden, vielleicht auch die Korallenkalke von Rossignano in Toskana.

Als Zankleanstufe (Zankle = Messina) hat man das marine unterste Pliocän bei Messina und Reggio (Messinien) bezeichnet, das aus Globigerinenmergeln von echtem Tiefseecharakter und aus wohl etwas jüngeren, litoralen, Bryozoen, Brachiopoden und Balanen, Austern, Pecten führenden Sanden besteht. Diese Bildungen haben etwa 300 m Mächtigkeit und erreichen bei Reggio bis 1200 m Meereshöhe (!). Ganz ähnlich sind die sandigen wagerecht lagernden Ablagerungen von Almento (im südlichen Spanien). Nach A. Andreae (1893) kommen ganz ähnliche Globigerinenmergel auch bei Oran (Nordafrika) vor. Am Isthmus von Korinth hat A. Pliilippson (1890) das echte Zanklean nicht aufgefunden, es dürfte durch brackisch-limnische Mergel vertreten sein, dagegen ist in den darüberfolgenden Sanden und Konglomeraten eine reiche Mittelmeerfauna enthalten mit 15% heute nicht mehr lebenden, zumeist pliocänen Arten, eine Fauna, wie sie ähnlich so im marinen Pliocän von Rhodos, Kos und Cypern, weiters im mittelitalienischen Pliocän wiederkehrt.

Monte Mario

Val dell’ Inferno Via Triumfale

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Fig. 446. Profil durch das Becken von Rom. (Nach Giov. Zezi.)

4 Pliocänton. 3 Gelbe Pliocänsande. 2 Vulkanische Tuffe und Puzzolan (Postpliocän). 1 Quartär

Überaus reichhaltige marine Faunen mittelpliocänen Alters enthalten die blauen Mergel vom Vatikan, die sandig-mergeligen Schichten vom Monte Mario bei Rom (Fig. 446), von Castel Arquato und die grauen Sande von Asti, Siena (Astistufe) usw., während die Säugetierreste führenden Sande und Gerolle im oberen Arnotale (Arnostufe) in das Oberpliocän gestellt werden. Annähernd gleich alte Schichten mariner Natur finden wir in den erwähnten südengli-

sehen und belgischen Pliocänablagerungen, in den Schichtenfolgen des Crag (man vergleiche die Tabelle), sandigen und mergeligen Gesteinslagen, welche in ihren organischen Resten sich immer mehr der heutigen Meeresfauna annähern, mit einer auffallenden Zunahme 1 ormen, z. B. Cyprina islandicoides, Mya truncata, Buccinum grön-landicum u. a., die aus dem Norden stammen. Diese Erscheinung könnte ihre Erklärung in den heutigen Verhältnissen des Meeresgrundes des Atlantischen Ozeans zwischen Irland und den Färöern finden, wto man, dicht nebeneinander, in derselben Tiefe eine und kalte Area angetroffen hat, mit Unterschieden der Wassertemperatur bis zu 7° C; eine derartige kalte Area mag sich auch damals allmählich weiter und weiter in das südenglische Pliocänmeer und vorübergehend viel weiter nach Süden, bis in Teile des Mittelmeerbeckens und selbst bis nach Rhodos ausgebreitet haben.

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warme

Im Wiener Becken (Fig. 444, S. 453) liegen über den sarma-tischen Bildungen die Congerienschichten, welche, aus Sanden und Tegeln (nach einem Hauptvorkommen spricht man auch vom Inzersdorfer Tegel = Congerientegel) bestehend, weite Räume im Wiener und im pannonischen Becken einnehmen. Örtlich, z. B. am Ostabhange des Anninger bei Mödling, sind auch Breccien und Konglomerate, an anderen Stellen, z. B. bei Bruck an der Leitha, grobkalkartige Gesteine entwickelt.

Die Fauna dieser Schichten hat einen ausgesprochen brackischen Charakter und zeigt große Unterschiede in den verschiedenen Gegenden ihres Auftretens. Ihre Elemente sind in der Jetztzeit nur wenig vertreten. Die Faunen des Kaspi- und Aralsees hat man zum Vergleiche herangezogen. Foraminiferen fehlen vollständig; die Fischreste der Congerienschichten aber sind echt marine Arten (Relikte). Erwähnt seien Gadus (Schellfisch) und „Spkyraenodus“. F. Toula (1905) hat in der Wiener Bucht einen Fund dieser Art mit aller Sicherheit als einen Thunfisch (Pelamycybium sinus vindobonensis) bestimmen können. Muscheln und Schnecken finden sich in großer Zahl. Von den ersteren sind die Congerien und Cardien, z. B. Cardium con-jungens und apertum (XXVIII. 19 und 20), von letzteren Melanien, Neritinen und Melanopsiden besonders häufig, neben welchen sich als echte Süßwasserformen Paludinen ( Valvata und Vivipara) und andere einstellen.

In der Wiener Bucht liegt unten ein Tegel mit Sand- und Gerölleinlagerungen mit Congeria triangularis (XXVIII. 12). In den großen Ziegeleien in Heiligenstadt bei Wien wurde in neuerer Zeit wieder das Vorkommen von Sanden mit Melanopsis impressa neben Congeria triangularis (durch F. Toula) nachgewiesen. Diese Melanopsis wäre

nach R. Hörnes (1897—1908) für gewisse Ablagerungen, welche er der rnäotischen Stufe einreiht, besonders bezeichnend. Ein Fundort von in sandigen Ablagerungen auftretenden Congerien und Melanopsiden liegt ferner bei Leobersdorf in Niederösterreich. Etwas höher tritt in der Wiener Bucht Tegel mit Congeria Partschi (XXVIII. 17) und Melanopsis Martiniana (XXVIII. 21) auf, während der Tegel mit Congeria subglobosa (XXVIII. 11) und spathulata (XXVIII. 13) und mit Melanopsis vindobonensis (XXVIII. 22) und Bouéi (XXVIII. 23) in den Tegelgruben von Inzersdorf und Brunn bei Wien den obersten Horizont in der Wiener Bucht bezeichnen würde. Es fehlt aber auch nicht an Stellen, wo z. B. Melanopsis Martiniana und vindobonensis in den Schichten miteinander abwechseln.

Zu erwähnen wäre noch als eine nach Fr. Schaffer (Geolog. Führer durch das Wiener Becken II, 1908) derselben Zeit angehörige Bildung das Vorkommen von Braunkohlen (Lignit) bei Neufeld und Zillingdorf im Süden von Ebenfurth. Bei Zillingdorf liegt ein 10 m mächtiges Flöz in einem sandigen Tegel, unter dem man 20 m tiefer ein zweites Flöz erbohrt hat. Im Hangendtegel finden sich Baumwurzeln und bis 1V₂ m hohe Baumstrünke von Sequoia (Taxites) Langsdorfii und zahlreiche Pflanzenreste: Glyptostrobus, Pinus, Sequoia, Betula, Carpinus, Ficus, Salix, dann weiters auch Pkragmites oeningensis.

In den Congerienschiehten des mittleren Donaubeckens (Fig. 447, 12 und 13) hat man, z. B. auch im Agramer Gebirge, eine ganze Reihe von Horizonten unterschieden. Über den bereits besprochenen weißen Mergeln folgen Sandsteine mit Melanopsis Martiniana und Congeria Partschi und gelbe kalkige Mergel mit Valeyiciennesia annu-lata (XXVIII. 10), die auch in Rumänien recht häufig auftritt, darüber Sande und Sandsteine mit kleinen Congerien, Melanopsiden und Neritinen und zu oberst Mergel und Sande mit der Congeria rhom-boidea (XXVIII. 15) und Congeria slavonica.

In Kroatien und Slawonien bestehen die Liegendschichten aus zum Teil gelblichweißen, plattigen Mergeln und Sanden (Fig. 447). Die lange bekannten „weißen Mergel“, welche, wie A. Koch (1902) ezeigt hat, bei Beocin in Syrmien bis gegen 100 m mächtig werden, liefern Material für die Zementfabrikation. Ihr Alter wurde verschieden gedeutet. Nach A. Koch enthalten sie außer Resten großer Fische, Valenciennesien (XXVIII. 10), Limnäen, Cardien (Limnocardien) und Congerien, vor allem Congeria banatica. Darüber folgen Sande, mürbe mergelige Sandsteine, sandige Mergel mit Konkretionen und ein kreidiger Kalk mit anderen Arten, unter welchen auch Melanopsiden auftreten.

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Fig. 447. Profil durch die westslawonischen Lignitablagerungen (Congerien- und Paludinenschichten). (Nach M. Neumayr und C. M. Paul 1875.)

13 Weiße Liegendmergel. 12 Schichten mit Congeria rhorriboidea. 11 Obere Congerienschichtcn mit Congeria slavonica. 10 Untere Paludinenschichten mit Lignit und mit glatten Yiviparen und Unio maximus. 9, 8 und 7 Mittlere Paludinenschichten mit Vivipara bifarcinata, stricturata und notha. 6, 5, 4 und 3 Obere Paludinenschichten mit Vivipara Śturi, Hoernesi, Zelebori und Vukotinovi&i.

2 Löß. 1 Terrassendiluvium.

Das Fremdartige der Congerienschichten schwindet, wenn man das Auftreten der Congerien in der Zeit nach rückwärts verfolgt bis ins ältere Eocän. Auch in den Mediterranschichten Mährens („Onco-ji/tora-Schichten“, welche mit den Gründer Schichten altersgleich sein dürften, sie finden sich auch in Niederösterreich zwischen St. Pölten und Tulln) treten Congerienschichten auf, ebenso in den Corbicula-Schichten des Mainzer Beckens und im unteren Pliocän der Mittelmeerländer. Ihr Studium wurde aber besonders in Osteuropa im pontisch-kaspischen Gebiete mit Erfolg betrieben, wo über den sar-matischen Schichten Ablagerungen sich finden, welche durch marine Faunenelemente ausgezeichnet sind (Kalkstein von Kertsch), Schichten, die (nach N. Andrussow) etwa den weißen Mergeln im südwestpannonischen Becken entsprechen und als die mäotische Stufe bezeichnet wurden. Die Gliederung dieser pontisch-kaspischen Bildungen wäre die folgende:

l.Im mäotischen Kalke von Kertsch unterscheidet Andrussow (1900) drei Stufen: den eigentlichen Kalk von Kertsch mit Modiola volhynica, Dosinia exoleta (I. F. Sinzows Dosinienhorizont), Ludna, Ervilia minuta, Cerithium rubiginosum und disjunctum und Pissoa in-flata, dann Schichten mit Congeria panticapaea, Pyrgula, Hy drobią usw., endlich Schichten mit Congeria novorossica und Valvata variabilis u. a. Die mäotischen Schichten sind auch in Rumänien (mit kleinen Congerien), weiter in der Krim, in Bessarabien, bei Odessa und am Kaspi-see vorhanden.

2. Darüber folgen die eigentlichen pontischen Schichten von Südrußland: der Kalkstein von Odessa (der „Steppenkalk“) und die Mergelschichten von Kamyschburun mit Congeria subcarinata (XXVIII. 14), Dreissensia rostriformis, Valenciennesia annidala (XXVIII. 10), Cardium Lend u. a. Diesen Schichten entsprechen nach R. Hör ne s die Congerienschichten des Wiener und jene des pannonischen Beckens, z. B. mit Congeria rhomboidea (XXVIII. 15), und auch die Valenciennesienmergel Rumäniens. Etwas jünger wären nach

R. Hörnes die Congerienschichten von Bollène an der unteren Rhone, welche den Hangendschichten von Kamyschburun mit Eisenerzen entsprechen würden, und dem obersten Horizonte der kroatischen Congerienschichten. Nach Andrussow würden die ganzen Congerienschichten des Wiener Beckens als den mäotischen Schichten gleich-alterig aufzufassen sein, ebenso die unteren kroatischen Congerienschichten, während die Schichten mit Conger la rhomboidea in der zweiten Abteilung zu verbleiben hätten.

3. Der levantinisclien Stufe (siehe weiter unten) reiht Andrussow die Hangendschichten von Kamyschburun ein, über welchen die Sande vom Kap Tschauda mit Dreissensia (Congeria) polymorpha folgen. (Dreissensia polymorpha lebt noch heute im Schwarzen Meere und an den Flußmündungen daselbst.) —

Über den Congerienschichten treten, im Wiener Becken selbst nur an wenigen Stellen, im pannonischen Becken jedoch, und zwar in Kroatien und Slawonien, und in Rumänien in großer Ausdehnung und Mächtigkeit, reine Süßwasserbildungen auf, welche man als die levantinisehe Stufe (Fig. 447, S. 461) bezeichnet hat, weil sie als Paludinen- und Melanopsis-Schichten auf der Balkanhalbinsel (z. B. bei Üsküb), in Griechenland (Megara), auf den Inseln im griechischen Archipel (Rhodos, Kos), und zwar mit großer örtlicher Verschiedenheit aufgefunden worden sind.

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Fig. 448. Unio Stachei Neumayr.

Aus den slawonischcn Paludinenschichten.

Im Wiener Becken sind es helle, dichte und löcherige Süßwasserkalke mit Planorbis- und //e/fr-Schalen, die z. B. auf der Spitze des Horstes des Eichkogels bei Mödling und bei Moosbrunn vorhanden sind. Bei Moosbrunn liegt eine ganze Schichtenreihe vor, die auf dem Congerientegel lagert: Tegel mit Unionen, Torfkohlen und mürbe Süßwasserkalke in wiederholter Wechsellagerung. Im Süßwasserkalke sammelte man Paludinen, Melanopsis und Nerita.

Eine großartige Entwicklung zeigen diese Schickten, wie schon erwähnt wurde, in Kroatien und Slawonien, wo klaue Tegel und Sande auftreten, die hie und da in den liegenden tegeligen Partien Braunkohlen umschließen und Viviparen (XXVIII. 30—34) und Unionen (Fig. 448) in oft ungeheuren Mengen und in großer Mannigfaltigkeit enthalten, und zwar vielfach Formen, die an heute in Nordamerika lebende erinnern. Nur wenige Arten haben diese levantinischen Schichten mit den Congeriensckicliten gemein. Stellenweise kommen sie auch mit marinen Pliocänschichten wechsellagernd vor (z. B. in Megara). Diese Bildungen sind in überaus zahlreichen kleineren und größeren Einzelbecken zur Ablagerung gelangt. Für jedes derselben sind gewisse eigentümliche Arten bezeichnend.

Eine viel größere Verbreitung und Mächtigkeit besitzen im Wiener Becken pliocäne Schotter- und Sandablagerungen, der Belve-de resell otter (die t braki sehe Stufe). Auch diese lagern auf dem Congerientegel, und zwar in ansehnlicher Mächtigkeit, z. B. auf den Höhen des Wiener- und Laaerberges, wo sich große Schotter- und Sandgruben betinden. Das Material besteht aus Quarz- und kristallinischen Gesteinsgeröllen und Sanden. Es ist grell gelbbräunlich gefärbt („stark eisenschüssig“).

Diese Schotter und Sande werden als eine Flußanschwemmung betrachtet, wofür auch die wohl in letzteren nur hie und da recht spärlich sich einstellenden Unionenschalen sprechen. In den Schottergruben am Laaerberge wurden ferner ganz beträchtliche Massen von eingeschwemmten verkieselten Stämmen aufgefunden. Als das bezeichnendste für die Altersbestimmung dienen die Funde von Knochen und Zähnen der artenreichen plioeänen Säugetierfauna (man vergleiche S. 467). Petrographisch und faunistisch entsprechen die Schottermassen von Eppelsheim im Mainzer Becken dem Belvedereschotter. Aber auch die in einem etwas älteren Horizonte liegende weltberühmte Säugetierfundstelle von Pikermi bei Athen hat einige übereinstimmende Arten geliefert. Ebenso lernte man dieselbe Fauna zu Cucuron im unteren Rhonetale, zu Baltavar im Eisenburger Komitate und an anderen Orten kennen.

F. Schaffer hat (1904 und später) die Belvedereschotter und ihre Terrassierung im Bereiche von Wien genauer in Betracht gezogen und ist zur Aufstellung von mehreren in verschiedenen Höhenlagen auftretenden Schottern gelangt, von denen zwei von besonderer Bedeutung sind, die er als den Laaerberg- (auf den Höhen des Laaer-[255 m], Wienerberges [244 m] und auf der Schmelz [239 m]) und den Arsenalschotter (zwischen 190 und 210 m) unterschied.

Ein eigenartiges Vorkommen von Schottern, die an den Belvedere-schotter erinnern, läßt sich in Kritzendorf an der Donau bei Wien feststellen (Fig. 449). Dei Schotter liegt hier auf einer alten Terrasse, welche als durch Flußabscheuerung entstanden erklärt werden könnte.

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bei der Eisenbahnstation Kritzendorf am rechten Ufer der Donau oberhalb Klosterneuburg.

(Nach einei photographischen Aufnahme von F. Toula. Verhandlungen der k. k. geol. R.-A. 1902.)

Flysehsandsteinen lagern eisenschüssige Quarzschotter („Belvedereschotter“).

lig. 449. Vordiluviale Abrasionsterrasse

Über den abradierten

Im Wiener und im pannonischen Becken treten sonach sowohl die Belvedereschichten als anderseits (in Slawonien) die Paludinen-schichten direkt über den Congerienschichten auf, so daß ihre Altersverschiedenheit keine sehr große sein kann und sie als faziell verschiedene Ablagerungen wenigstens teilweise derselben Zeit angehören.

Im Wiener Becken schließt das Pliocän mit dem Belvedere-seliotter ab und folgen darüber diluviale Ablagerungen. In Italien dagegen mögen gewisse marine Schichten: die grauen Sande von Asti in Piemont und Siena in Toskana jünger als die Mergel vom Vatikan, ferner aber auch die Säugetierreste führenden Mergel, die Sande und Schotter des oberen Arno jüngeren Datums sein. (Man vergleiche die Tabelle.)

Über das Neogen in Ungarn, z. B. bei Budapest, liegen die Veröffentlichungen von G. Lörenthey, J. Halaväts und für das Plattenseegebiet (Balatonsee) die von L. v. Lóczy (1916) gegebenen Darstellungen vor, die sich auf J. v. Böckh stützen konnten: Mediterran, Sarmat und die Congerienstufe. Schotter- und Tegelschichten mit Cerithium Duboisi und darunter liegende Tegel und Sande stellte Böckh mit den Gründer Schichten in Parallele. Badener Fossilien werden von mehreren Orten namhaft gemacht; in den betreffenden Schichten sammelte Böckh schöne Exemplare von Pereiraea Qervaisi.

A. Koch (1900) hat die schon seit J. E. Fichtel (1780) bekannten Koroder Schichten Siebenbürgens: Sande und Sandsteine mit Cerithium margaritaceum, Venus umbonaria, Cardium Kübecki, Pectuncidus Fichteli, Formen, neben welchen sich eine Menge auch z. B. im Badener Tegel bekannter Arten finden, sowie die Schichten von Hidalmas, eine viel 'mächtigere Schichtfolge: Tonmergel und Tegel mit Foraminiferen, Sande, Sandsteine und Schotter, gleichfalls mit gemischter Fauna, in die erste Mediterran stufe eingereiht. In der zweiten Mediterranstufe hat er Tiefsee-Absätze (Salzbildungen) mit spärlichen Versteinerungen (Foraminiferen) und die litoralen oder Flachseeablagerungen: Leithakalk, Konglomerate, Sandsteine, Sande und Tegel mit reicher Meeresfauna unterschieden. An der Basis der ersteren Gruppe treten Quarzandesite (Dacite) auf. Hauptfundorte des litoralen Mediterran sind Lapugy, Kostej, Bujtur und andere mit einer 1561 Arten umfassenden Fauna (698 Gastropoden, 236 Bivalven, 140 Bryozoen, 41 Ostracoden, 9 Brachiopoden, 5 Pteropoden, 10 Echinodermen, 37 Korallen und 385 Foraminiferen). Die Fauna aus dem Tegel von Lapugy entspricht jener von Baden. Darüber folgen in Siebenbürgen Ablagerungen der sarmatischen und der pontischen Stufe. Von besonderer Ausbildung ist die levantinische Stufe, vor allem im südöstlichen Teile des Landes (am Nordrande des Burzenlandes). Es sind zu unterst bis 400 m mächtige Mergelschiefer, Tone, Zementmergel und Sande mit abbauwürdigen Lignitflözen (bis 8 m mächtig), über welchen Tone mit Diatomeenmergelschiefern und Quarzsande mit Viviparen, Dreissensien und Melanopsiden folgen, welche mit Einlagerungen von Andesitsanden und Lapillianhäufungen versehen sind.

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Toula, Geologie. 3. Aufl.

Audi am Westfuße des Persânyer Gebirges sind diese Bildungen bekannt geworden. Eine großartige Rolle spielen im siebenbürgischen Neogen die schon erwähnten, Gebirge bildenden Ausbruchsgesteine: Liparite, Quarzandesite (Dacite), Andesite und Basalte, von welchen die Liparite im mittleren Eocän nach den Per/bratfws-Schichten durchgebrochen sind. Die Dacite sind, wie erwähnt, miocänen Alters und von großen Tuffmassen und Breccien begleitet. Die Ansbrüche begannen im nördlichen Teile während der ersten Mediterranstufe, haben aber auch noch nach dem Obermediterran und im Sarmat fortgedauert (im nördlichen Teile). Die Biotitandesitausbriiche sind sarmatischen Alters und haben bis ans Ende dieser Stufe gewährt,* die Amphibolandesite des Südwestens entstanden am Ende des Sarmat oder am Anfänge der politischen Zeit. Stellenweise mögen sie jedoch auch bereits im oberen Mediterran durchgebrochen sein. Der Augitandesit des Gutingebirges ist sarmatischen Alters; die Tuffe der basischen Andesite der Hargitta wechsellagern dagegen mit pontischen Schichten. Es dürften aber auch Ausbrüche bis in die levantinische Zeit stattgefunden haben. Die Basalte endlich sind levantinischen und jüngeren Alters. —

Die Säugetiere des Neogen.

a) Die miocäne Säugetierfauna des Wiener Beckens erstreckt sich, wie schon erwähnt, über das ganze Miocän, d. h. bis in das Sarmat, sie überdauerte die so weitgehenden Veränderungen im Meere. Sie hatte in Europa eine weite Verbreitung, denn sie stimmt im wesentlichen überein mit jener von Georgensgmünd und Günzburg in Süddeutschland, sowie jener von Sansan und Simorre in Südfrankreich (im Garonnegebiete) und mit jener aus dem Lignite vom Monte Bamboli in Toskana. Das auffallendste ist das Auftreten der Zitzenzahn-Elefanten oder Mastodonten: Mastodon angustidens (XXX. 2 und 12 und Fig. 450), turicensis (XXX. 11) und tapiroides, der Dinotherien (Dinothérium Cuvieri und bavaricum), die letzteren sind elefantenartige Vielhufer mit nach abwärts gekrümmten Stoßzähnen im Unterkiefer (XXX. 4 und Fig. 451), sowie der Nashörner: Rhinoceros . austriacus und sansaniensis; ferner bilden Anchitherium aurelianense (XXX. 19, das dreizehige Pferd, mit wesentlich verkleinerten Nebenzehen), Hirsche, Moschustiere, Hunde und Katzen, Zibethkatzen und Affen Hauptformen dieser Fauna. Dazu kommen die Seesäugetiere Halitherinm (XXX. 1) und Metaxytherinm (beides Seekühe, welche sehr eingehend von 0. Abel [1904] untersucht worden sind), Squalodon (ein langschnauziger Zahnwal, verwandt mit dem älteren Zeuglodon), Delphine (z. B. Pachyacantkus) und Bartenwale (Cetotherium).

Die Säugetierfauna von Eibiswald (Steiermark) hat K. F. Peters (1868/69) beschrieben; mit Mastodon angustidens, Rhinoceros sansa-niensis. Erwähnt sei auch die reiche Säugetierfauna aus der Braunkohle von Göriach bei Turnau (nördlich von Bruck an der Mur in Steiermark), welche von B. Hörnes (1882), F. Toula (1884) und ausführlicher von A. Hofmann (1893) behandelt werden ist: Amphi-cyon (I) mocy on) göriachensis, Felis turnauensis, Lutra, Viverra, Mastodon angustidens, Anchitherium aurelianense, Tapirus Telleri, Aceratherium (ein hornloses Rhinozeros) incisivum und minutum, Palaeomeryx (4 Arten), Dicroceras (2 Arten), Hyaemoschus, Hyothc-Hum usw., zusammen 31 Arten; auf jeden Fall eine der reichhaltigsten Miocänfaunen Österreichs.

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Fig. 450. Mastodon.

Fig. 451. Dinothérium.

Aus Amerika sind zwei Miocänfaunen bekannt, die Miohippus-(Anchitherium-) und die jüngere Oreodon- (XXX. 7) und Protohippus-Fauna. Protohippus schließt an Anchitherium (Miohippus) innig an, hat aber noch mehr verjüngte Nebenzehen und Backenzähne, die jenen der Pferde sich annähern, was die Höhe der Zahnkrone und die Schmelzlinien der Zahnoberfläche anbelangt.

Die Umwandlung des Pferdestammes vollzieht sich in der Rückbildung der zuerst vierzehigen Form (Hyrcicotherium, das Protorohippus oder Eohippus der amerikanischen Faunen) zu dreizehigen mitteltertiären mit abnehmender Größe der Nebenzehen, bis zur einzelligen, zuerst im Oberpliocän auftretenden Form des Pferdes (Equus) und durch die allmähliche Ausbildung immer höher werdender Backenzahnkronen (XXX. 18—21).

b) Die pliocäne Säugetierfauna. Ihre weite Verbreitung wurde bereits angedeutet.

zu nennen.

Im Wiener Becken sind die Säugetiere aus dem Congerienhorizonte, dem Belvedereschotter und der levantinischen und thrakischen Stufe Mastodonten und Dinotherien kommen vor, vor allem

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Mastodon longirostris und Dinothérium giganteum (XXX. 4). Bei Bribir in Kroatien und Ajnacskö (Gömörer Komitat) in Ungarn fand «ich auch das etwas jüngere Mastodon arvernensis, und zwar bei Bribir in den kohleführenden levantinischen Schichten, bei Ajnacskö in eisenschüssigen Schottern und Sanden, die denen der Belvedereschichten gleichen. Es ist eine Form, welche sowohl aus dem unteren Crag Englands als auch aus den Mergeln des Arnotales bekannt geworden ist. Mastodon arvernensis wurde ferner nordöstlich von Kronstadt (Brasso) in Siebenbürgen, bei Illyefalva, Szent Kiraly, mit einer kleinen Fauna aufgefunden, eine andere Form, Mastodon Borsoni bei Rakos unweit von Budapest und bei Arad, hier in einem eisenschüssigen Schotter (Belvedereschotter). Ein großes Rhinozeros {11. Schleiermacheri), das hornlose Aceratherium incisi-vum (XXX. 6), dann Hipparion (Hippotherium) gracile (XXX. 20), Tapire, Sclwveine, Hirsche, Antilopen, der Schwertzahntiger (Machai-rodus cultridens), neben Hyänen und anderen Arten sind weitere Vertreter dieser Fauna.

Am Eichkogel bei Mödling, südwestlich von Wien, wurden an der Basis der Congerienschichten in einem ockerfarbigen groben Schotter Zähne von Mastodon Pentelici, Dinothérium laevius, Aceratherium, Hipparion gracile und Reste anderer für die gleich zu besprechende Pikermifauna bezeichnender Säuger gesammelt (M. Vacek, 1900).

Auch von Baltavar (Eisenburger Komitat in Ungarn) sind in einem Schotter und Sande Säugetiere der Pikermifauna bekannt worden. Ed. Sueß (1860) nennt: Machairodus cultridens, Hyaena hipparionum, Dinothérium, Rhinoceros, Sus erymanthius, Antilope brevicornis, Helladotherium, Hippotherium gracile.

Die altpliocäne Fauna von Pikermi bei Athen, aus roten Tonen (zusammengeschwemmte Terra rossa) stammend, ist durch das überaus häufige Vorkommen von Antilopen, Giraffen und besonders von Hipparion ausgezeichnet, neben den meisten der soeben genannten Arten; nachgewiesen wurden ferner Affen, z. B. Mesopithecus Pentelici, sowie ein Eber (Sus erymanthius), ein großes, an die Brontotherien anschließendes Tier (Leptodon) und das riesige Macrotherium, weiters Erdferkel, Stachelschweine usw. Diese Tiergesellschaft zeigt somit viele heute in Afrika vorkommende Tiere. Ähnlich so verhält es sich aber auch mit den Säugetierresten, die man in der Gegend von Troja, auf Samos und bei Maragha im nordwestlichen Persien angetroffen hat; der letztere Fundort hat auch einige etwas jüngere Formen geliefert. Ein neues Vorkommen der Pikermifauna oder einer etwas jüngeren wurde bei Megalopolis am Alpheios auf Morea von Th. Sku-phos (1902) ausgebeutet. Hier wurden Reste von kleinen und großen

Elefanten neben Hippopotamus, Nashörnern, Mastodonten, Antilopen, Hirschen und Hipparion aufgefunden.

Eine der merkwürdigsten Fundstätten pliocäner Säugetiere liegt in den Siwalikhügeln (Siwalikfauna) am Südfuße des mittleren Himalaja. Hier fand man in einer mehrere 1000 m umfassenden Schichtenfolge, welche vom obersten Miocän bis in das Quartär hinaufreicht, in der Hauptmasse aber pliocänen Alters ist, neben anthropoiden Affen Raubtiere, neben dem typischen Pferde (.Equus), Hipparion-, weiter Mastodonten, Elefanten (Elephas Clifti) und Dinothérium, Nashörner, Flußpferde, aber auch Kamele, Hirsche, Giraffen, Rinder und Antilopen, sowie einen riesigen Wiederkäuer, das Sivatherium, mit mächtigen, schaufelartig verbreiterten Stirnzapfen. Von Eski Hissar (Golf von Ismid in Kleinasien) wurden (Fr. Toula, 1890) mehrere Zähne von Tieren der Siwalikfauna bekannt: Elephas Clifti, Mastodon pandionis, Aceratherium cf. Blanfordi, Hippotherium cf. antilopinum u. a. Die Siwalikfauna lernte man endlich auch aus China kennen (M. Schlosser, 1903).

Im oberen Pliocän des Arnotales kommt gleichfalls ein Pferd [Equus Stenonis) neben echten Rindern vor. Aber auch Elefanten (.Elephas meridionalis XXX. 14), Mastodon arvernensis, Flußpferde, Nashörner und Schweine, ein Hirsch mit überaus reicligabelig verzweigtem Geweih (Cervus Sedgwicki) sind diesen Schichten eigentümlich. Aus noch jüngeren Ablagerungen am Oberlaufe des Arno wurden dagegen Formen erschlossen, die teilweise schon an das Diluvium erinnern: Elephas antiquus (XXX. 15) und das Mammut (.Elephas primigenius XXX. 13), ein Nashorn, ferner wurden Pferde, Rinder, Hirsche, Biber und Wölfe angetroffen, also neben südlichen Formen auch solche, welche die Annäherung an die heutige Fauna

anzeigen.

Üas Gesagte läßt erkennen, daß während der Dauer des Pliocän

auf einem Raume, der sich von Südengland über Teile von Frankreich, Deutschland, Österreich, Italien, durch Kleinasien, Persien, Indien bis nach China erstreckt, dieselben Faunenelemente mit vielen afrikanisch-indischen Formen auftauchen, was für die Annahme ähnlicher klimatischer Verhältnisse im ganzen Gebiete spricht. In der Tat ist die Flora des Pliocän im Wiener Becken reich an asiati

schen Typen. —

Die Tatsache, daß man auf Sizilien und Malta Reste von Eie fanten, Flußpferden und Hyänen nachgewiesen hat, ebenso wie das Vorkommen von Flußpferdresten auf Gibraltar (im Nachpliocän lebte Hippopotamus major der Arnotalfauna noch in Norfolk, England), läßt auf Veränderungen der Land Verbindungen zwischen

Europa und Afrika in später Zeit schließen. Auf die Einengung des im Miocän weit größeren Mittelmeerbeekens im älteren Pliocän folgte dann eine Periode der Vergrößerung durch Einbrüche. So vergrößerte sich die Adria gegen das dinarische Gebirge, das östliche Mittelmeerbecken einerseits gegen Nordafrika, anderseits gegen Syrien und Kleinasien hin. Erst in geologisch junger Zeit entstand das nordägäische Meer und noch später erfolgte die heutige Angliederung des Schwarzen Meeres. Mit dem Indischen Ozean dürfte noch im Pliocän eine vorübergehende Verbindung durch das Kote Meer bestanden haben.

Über die tektonischen Veränderungen im Gebiete des nordöstlichen Afrika (Ägypten) und über das Gebiet des Roten Meeres bat M. Blanckenhorn (1901) eingehende Darstellungen gebracht. Während in Ägypten das Meer schon im unteren Miocän bestand (Basalt und Basalttuffe) und im Mittelmiocän eine weite Ausdehnung erlangte (Transgression), fehlt das Obermiocän (Torton), welches dagegen in Syrien und im südöstlichen Kleinasien wohl entwickelt vorhanden war, in einer Ausbildung, welche an jene im Wiener Becken erinnert. Der Golf von Sues entstand als Bucht des Mittelländischen Meeres im Miocän. Der südliche Teil des Roten Meeres dürfte am Ende des Pliocän, an der Wende der Tertiär- und Quartärperiode gebildet worden sein. Daß jene Einbrüche im Gebiete des Archipels von Hebungsvorgängen auf kleinasiatischem Gebiete begleitet waren, geht aus F. Schaffers Mitteilungen über das südöstliche Kleinasien hervor (1900, 1902), wo er eine weitausgedehnte mioeäne Formation in mariner Entwicklung, die schon von P. v. Tschihatscheff nachgewiesen worden ist, in drei verschiedenen Fazies: Strandbildungen und Seichtwasserbildungen, ähnlich jenen der Leithakalke in der Wiener Bucht, bis über 2200 m hoch emporgerückt, angefroffen hat, ein Becken bildend, das von der Südseite des cilicischen Taurus bis an das Meer reichte.

Ähnlich so mag es zwischen Nordamerika und dem nördlichen Südamerika gewesen sein. Im Miocän durch eine Landbrücke über die Antillen verbunden, wurden sie später getrennt, so daß eine Verbindung des Atlantischen und Pazifischen Ozeans eintrat, die erst spät, am Schlüsse des Pliocän, durch die Bildung eines Isthmus, wieder aufgehoben wurde.

Die Vergleiche der Säugetierfaunen Nordamerikas mit jenen der Alten Welt machen aber auch die Annahme vielleicht wiederholter Verbindungen zwischen den beiden großen Kontinentalmassen notwendig, worüber schon an früherer Stelle gesprochen wurde. Darauf näher einzugehen, würde hier zu weit führen. Auf die eigenartigen

Verhältnisse in Südamerika wurde gleichfalls schon hingewiesen. In bezug auf die Altersbestimmung der südamerikanischen Ablagerungen bestehen noch immer einige Zweifel. Dem Oligocän ist die terrestrische Pyrotherium-Fauna von Patagonien zugerechnet worden (0. Wilckens, 1905), die betreffenden Schichten liegen über der Kreide. Pyrotherium hat zweijochige Backenzähne. Es waren große, plumpe, in den Zähnen etwas an Dinothérium erinnernde Tiere. Der Unterkiefer mißt mit dem stoßzahnartigen Schneidezahn über¹/₂ m. Die sogenannte patagonische Formation (mit den Santa Cruzschichten) wird dem Miocän zugezählt. Es sind marin-brackisclie Bildungen, reich an Resten von Beuteltieren, Nagern, Zahnarmen, breitnasigen Affen und dem ganz eigenartigen, auf das südamerikanische Miocän beschränkten Nesodon (ein dreizehiges, pflanzenfressendes Huftier von Tapirgröße), mit ganz auffallend gefalteten Backenzähnen. Im Miocän ist der Faunencharakter Patagoniens ein vollkommen abgeschlossener, ohne Beziehungen zu Nordamerika oder zur Alten Welt. Die ober-pliocäne (untere) Pampasformation weist eine sehr formenreiche Fauna auf (235 Arten in 93 Gattungen). Wieder sind die rein süd-amerikanischen Formen vorherrschend, doch finden sich auch einige aus dem Norden eingewanderte Gattungen: Mastodon, Machairodus, Equus, Hippidium (dem Protohippus nahestehend) u. a.

Ein noch weit abgeschlosseneres Gepräge zeigen die australischen Säugetiere von altersher. Es sind fast ausschließlich Beuteltiere, die sich als Fleisch-, Insekten- und Pflanzenfresser entwickelten. Der australische Kontinent muß schon sehr früh isoliert worden und dürfte nur einmal vorübergehend mit Südamerika in Verbindung getreten sein.

Wie schon in der Einleitung angedeutet wurde, war die Tertiärperiode eine Zeit nicht nur großer Veränderungen in der Verteilung von Festland und Meer, sondern auch großartiger, zur Gebirgsbildung führender Vorgänge. Die meisten der Kettengebirge unserer Erde haben während dieser Zeit eine weitgehende Veränderung, eine der Hauptsache nach abschließende Erhebung durch Zusammenschub, erfahren. Es darf dabei jedoch nicht etwa angenommen werden, daß die Entstehung dieser Gebirge in allen Fällen nur in dieser Zeit erfolgt sei. Bei den Alpen sind auch in früheren Phasen derartige Schübe eingetreten, so daß dieselben zweifelsohne schon vor Beginn der Tertiärperiode in der Anlage bestanden.

Die Zone, innerhalb welcher auf der östlichen Erdfeste derartige Vorgänge während des Tertiärs sich abspielten (Fig. 51, S. 69), läßt sich von den Westgrenzen Europas und des westlichen Nordafrika über den größten Teil der Mittelmeerländer verfolgen, durch Vorderasien zum Himalajasystem und durch Hinterindien bis über die Sundainseln hinaus. Also in Europa, südlich von den großen Regionen alter Gebirge in Nordwestfrankreich, Großbritannien und Skandinavien, der hercynischen Gebirgsmasse und der großen mittel- und nordrussischen Tafel, in Gebieten, die zum Teil als Tafelschollen oder Schollengebirge oder als Reste viel älterer Kettengebirge erklärt werden können. Daß man jene Kettengebirge tertiärer Entstehung miteinander in Zusammenhang bringen kann, lehrt ein Blick auf jede bessere orographische Karte. Es muß dies jedoch mit großer Vorsicht geschehen, und bestehen noch immer viele offene Fragen über die Berechtigung dieser oder jener Annahme. Daß die Alpen und Karpathen als ein zusammengehöriges Ganzes aufgefaßt werden dürfen, steht so ziemlich fest. Ebenso fällt der Parallelismus zwischen den Apen-ninen und den dinarischen Ketten der westlichen Balkanhalbinsel in die Augen sowie die Angliederung des westlichen Balkan an die ostserbischen und an die Banater Gebirge. Die Art des Zusammenhanges der Apenninen und der Pyrenäen mit den Alpen, das Verhältnis der Sierra Nevada Spaniens zu dem nordwestafrikanischen Atlassysteme und zu den Apenninen ist noch vielfach fraglich. Die mannigfaltigen Bemühungen auf diesem Gebiete werden die Wissenschaft sicherlich in ähnlicher Weise fördern, wie es seinerzeit bei der Verfolgung der E. de Beau mont sehen Spekulationen über die Erhebungssysteme der Fall war.

Ein großer Gegensatz besteht zwischen der östlichen und westlichen Hälfte der Erde. Die Zone der jungen Gebirgsbildungsvorgänge verläuft in Nordamerika parallel mit der Ostküste des pazifischen Ozeans, also annähernd meridional. Hypothetisch wird gerade in Mittelamerika eine Art Schleife aus Mexiko über die Antillen zu den Ketten von Westvenezuela und Columbien gebildet, die sich dann mit den pazifischen Meridionalketten Südamerikas scharen, was wieder auf jeder guten orographischen Karte weiter verfolgt werden kann. Zwei alte Massen liegen auf der westlichen Halbkugel im Osten jener Zone, im Norden die gewaltige canadische, im Süden die brasilianische, welche hier eine ähnliche Rolle gespielt haben mögen wie die auf der östlichen Halbkugel nördlich von der Kettengebirgs-zone auftretenden. Man hat auch eine hypothetische Verbindungszone zwischen den östlichen und westlichen Kettengebirgsregionen angenommen, welche über Alaska und die Seichtwasserstrecke des Behringsmeeres nach Kamtschatka und von hier über Japan und die Philippinen zu den Sundainseln gezogen wurde.

2. Das Quartär¹).

Das Diluvium (häufig auch als Pleisto- oder Plistocän bezeichnet).— Schon im Verlaufe der jungtertiären Periode, im Pliocän, begannen sich klimatische Veränderungen zu vollziehen. Das allmähliche Vordringen nordischer Formen in der Zeit der Ablagerungen des oberen Crag deutet dies an. Der Einfluß hat sich auch viel weiter südwärts geltend gemacht und scheint, wie wir gesehen haben, sogar bis ins Mittelmeerbecken gereicht zu haben.

Von großem Einflüsse auf die klimatischen Veränderungen muß auf jeden Fall die Emporrückung der Alpen gewesen sein, die im Neogen zum Vollzüge kam. Welcher Einfluß einem Gebirgswalle von entsprechender Höhe in bezug auf die klimatischen Verhältnisse zukommt, lassen uns die neuseeländischen Alpen noch heute erkennen, mit ihrem auf der gegen Nordwesten gerichteten Seite um so viel größeren Betrage der Niederschläge im Vergleiche zur Südostseite (287 cm: 130 cm), was auf die vorherrschenden feuchten Westwinde zurückzuführen ist, und mit den auf jener freilich auch steiler abfallenden Seite so viel weiter nach abwärts reichenden Gletschern (der Franz-Josefs-Gletscher unter 43¹/₂° südlicher Breite [!] zieht bis 298?«, der Fox-Gletscher bis 200??? Meereshöhe hinab), während auf dem Südosthange des Gebirges die Gletscher zwischen 750 und 1700??? Höhe enden. Auf der Nordwestseite Neuseelands reichen die alten Moränen bis ins Meer, während sie sich auf der Südostseite nur bis gegen eine Höhe von 300??? hinab erstrecken. Im Himalaja liegt die Schneegrenze auf der trockeneren Nordseite um etwa 400 ??? höher als am Südhange. Die Gletscher der Westalpen enden zwischen 1800 und 1200???, während sie in den landeinwärts gelegenen Ostalpen zwischen 2300 und 1740??? enden, wie denn auch die Schneegrenze an der Nordwestseite um etwa 100??? tiefer hinabreicht als auf der südöstlichen. In den Alpen lag die Grenze des beständigen Schnees während der Glazialperiode im allgemeinen um mehr als 1000??? tiefer als heute. Für das mittlere Deutschland hat

*) Ein Hauptwerk haben Albrecht Penck und Eduard Brückner herausgegeben: Die Alpen im Eiszeitalter. Leipzig 1901—1909, 3 Bde.

Ausführliche Werke über das Diluvium im Hinblicke auf die Faunen und das Auftreten des Menschen liegen vor:

Robert Rudolf Schmidt: Der Mensch der Vorzeit. Schmidt behandelte die Archäologie und gab eine Zusammenfassung, Ernst Koken die Geologie und Alfred Schliz die Anthropologie. Stuttgart 1912.

Hugo Obermaier: Der Mensch der Vorzeit. Berlin, München, Wien, 1911/12, 2 Bde.

Moritz Hoernes: Natur-und Urgeschichte des Menschen. Wien 1909, 2 Bde.

man gefunden, daß die glaziale Schneegrenze zwischen 1000 lind 1200 m sich ausdehnte.

Für einen Teil der Ostalpen gibt A. v. Böhm (1900) an, daß ein das Murtal erfüllender Gletscher bis Judenburg gereicht und in einer Seehöhe von 750 m seine Endmoräne zurückgelassen habe. Über den Radstädter Tauern (1738 m) stand er mit dem Ennstale, über den Katschberg (1641m) mit dem Draugletscher in Verbindung. Über den Neumarktersattel (888 m) und jenen von Perchau (1005 m) ging ein Gletscherzweig durch das Metnitztal bis nach Hirt, wo er bei 620 m Seehöhe geendet habe. Im Lungau (Murau liegt bei 804m) erreichte der Gletscher 1900 m, über dem Neumarktersattel etwa 1400 m Seehöhe, er hätte daher im Lungau eine Mächtigkeit von etwa 800 m erreicht.

Weiter im Osten waren Mur-, Liesing- und Mürztal eisfrei. Das große Becken von Judenburg-Knittelfeld ist von Glazialschottern erfüllt, in welche das Murtal 30—50 m tief eingeschnitten ist. Doch gab es in den Gebirgen immer noch Gletscher; so reichte der über 200 m mächtige Tragösgletscher (Hochschwabgebiet) bis in 750 m Seehöhe. Am Stuhleck fand man Endmoränen in 1150 und 1000?«, auf der Schneealpe in 1200 m Höhe. Die Firnlinie (Linie des beständigen Schnees) wäre im oberen Murtale zwischen 1500—1600, am Hochschwab in 1300—1400, am Stuhleck in 1300—1350, am Wechsel in 1500??? Seehöhe gelegen gewesen.

Diese Beispiele lassen uns die Abhängigkeit der Niederschlagsmengen, Schneegrenzen, sowie der Gletscherbedeckung von den oro-graphischen und meteorologisch-klimatischen Verhältnissen deutlich erkennen. Änderung dieser Verhältnisse in dem einen der Glieder mußte eine Änderung der übrigen zur Folge haben.

So muß aber auch allein schon die Emporrückung der Alpen in größere Höhen von bedeutendem Einflüsse auf die Ansammlung der Niederschläge gewesen sein und auf alle sich daraus ergebenden Folgewirkungen. Während der Diluvialperiode traten aber noch viel weitergehende Veränderungen in den physikalischen Verhältnissen ein. Auf das warm-gemäßigte Klima der Pliocänperiode folgte ein kälteres, schnee- und regenreicheres. Während einer etwa 35jährigen Periode ändern sich nach E. Brückner heute die klimatischen Verhältnisse innerhalb gewisser Grenzen und verändert sich die Mächtigkeit des Gletschereises und die Lage der Gletscherenden; diese schreiten vor und ziehen sich zurück, wobei in manchen Gebieten zwei oder mehrere solche Perioden sich in eine verbinden können. Außer diesen kürzeren Veränderungsperioden haben wir auf viel größere zu schließen. In der Glazialperiode sind solche in weitgehendem Maße

wiederholt aufgetreten. Dieselbe dürfte aber bereits im jüngeren Pliocän ihren Anfang genommen haben. Großartige Vergletscherung war die Folge dieser der Zeit und dem Kaume nach so weit ausgedehnten Klimaänderung, welche, für Europa und Nordamerika genau nachgewiesen, zur Herausbildung von Verhältnissen geführt hat, die für weite Strecken, besonders in Britisch-Nordamerika und wohl auch in Skandinavien, den Inlandseisbildungen Grönlands von heute, gleichkamen. (Man vergleiche das Kärtchen auf S. 476, wobei jedoch an keine einheitliche Eisdecke gedacht werden darf: in dem bezeichneten Gebiete gab es auch eisfreie Strecken Einzeichnung der Vereisungsgrenze auf der geologischen Erdkarte.)

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Auch während dieser als „Eiszeit“ oder „Glazialzeit“ bezeichneten langen Periode hat es an Schwankungen nicht gefehlt. In den Inlandseisgebieten von damals mögen sie sich nur in einem Ab- und Zunehmen der Mächtigkeit der Eisbedeckung geäußert haben, die auf gewissen Flächen während der ganzen Periode angedauert haben mag, während in anderen Regionen, z. B. an der Grenze der Eisdecke, Vorschübe und Rückzüge miteinander abwechselten. Für Mitteleuropa dürften derartige Verschiedenheiten tatsächlich bestanden haben. Während man für den Norden Skandinaviens vielleicht die Fortdauer der Eisbedeckung annehmen darf, hat man für Norddeutschland drei Eiszeiten unterschieden, die durch Rückzugsperioden oder Zwischeneiszeiten (Interglazialzeiten) getrennt waren, während James Geikie (1897) für Schottland auf die Annahme eines sechsmaligen Wechsels gekommen ist. Dabei soll auf die Vorstellung englischer Geologen hingewiesen werden, daß das großbritannische Gebiet damals um hunderte von Metern höher gelegen gewesen sei als heute, eine Annahme, welche für die Gebiete des nördlichen Teiles von Europa und Nordamerika ebenfalls zu machen erlaubt sein dürfte. Auch für die Alpen ist ein solcher Wechsel im Ausmaße der Vereisung schon durch A. v. Morlot (1854 im Gebiete des Genfersees) nachgewiesen wrnrden, und wurde es durch A. Penck (1898), in Übereinstimmung mit Gutzwillers Annahmen (1896) für Basel und das Rheintal, mehr als wahrscheinlich gemacht, daß wir für die Alpen vier, ja vielleicht sogar fünf solche Gletschervorschübe zu unterscheiden hätten. Jede Periode des Gletscherrückzuges war zugleich eine Zeit vermehrter Wasserabflüsse und Geschiebetransporte und hatte in den Vorländern die massenhaften Ablagerungen der ausgewaschenen und fortgetragenen Schuttmassen im Gefolge.

Diese Schmelzwässer werden schon damals, während der Rückzugsperioden, auf den früher von unter Schuttbedeckung zurückgebliebenen Eismassen („tote Gletscher“) eingenommen gewesenen

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Gletscherböden zu Seen und Sümpfen aufgestaut worden sein. In ihnen wird das Gletschergesteinsmaterial in geschichteter Form zur Ablagerung gekommen sein, über die dann, beim neuerlichen Vorschreiten, das Stirnmoränenmaterial, also neue Stirnmoränen, zur Ablagerung gelangen konnte. Bei diesem erneuten Vordringen wird das Eis unter Umständen das geschichtete Material vor sich hergeschoben haben, es zusammenpressend, aufstauchend oder überschiebend (Fig. 458, S. 478).

Auf solchen zeitweilig eisfrei gewordenen Strecken siedelten sich jene Pflanzen an, welche den herrschenden klimatischen Verhältnissen sich anpassen konnten, ja auf den moorig gewordenen Stellen wird sogar eine derartige Anhäufung von torfartigen Pflanzenstoffen vor sich gegangen sein, daß dadurch kleine Kohlenflözchen entstehen konnten (interglaziale Kohlenbildung), wie man sie an vielen Stellen in Savoien, in der Schweiz, in Süddeutschland kennen gelernt hat (bei Dürnten, Utznach in der Schweiz, Sonthofen im Algäu usw.). Nadelhölzer, Birken, Erlen, Eichen, Ahorn, Heidelbeeren, Himbeeren, dann Kräuter, Gräser und Torfmoose usw. ließen sich aus solchen Ablagerungen nachweisen. Wo Pflanzen gedeihen, ist auch tierisches Leben möglich. Aus den interglazialen Ablagerungen kennt man Tierreste in großer Zahl, darunter Elephas antiquus, Rhinoceros Mercki, Bos primigenins (der Ur), Cervus tarandus (das Ken) u. a. Aber auch Reste des Menschen stellte man in interglazialen Ablagerungen fest.

Die Erscheinungen, aus welchen wir auf eine solche Eiszeit schließen könnten, treten uns auch in den Ebenen entgegen, in den Resten der Moränen einstiger Gletscher und in den erratischen Blöcken oder Irrblöcken (Fig. 112, S. 122). Der Transport der letzteren von ihrer ursprünglichen Heimat auf ihre jetzige Lagerstätte ist, bei den Dimensionen dieser Blöcke und bei der großen Entfernung von ihrem Ursprungsorte, nur durch Eis, vor allem auf dem Rücken von Gletschern denkbar. Auch auf schwimmenden Eisbergen mögen Gesteinsbrocken verfrachtet worden sein und noch heute werden.

Auf beiden Seiten der Alpen findet man zum Teil hoch über den heutigen Talwegen, auf den Hängen oder auf der Höhe von Hügeln solche Blöcke abgelagert, und zwar in den verschiedensten, oft gewaltig großen Massen, auf den Höhen des Schweizer Jura z. B. Blöcke, die aus der Hochregion der Zentralalpen herausgetragen wurden. Im norddeutschen Flachlande und in den baltischen Provinzen Rußlands dagegen sind solche Blockmassen vorhanden, die auf Skandinavien als Ursprungsort hindeuten.

Eine der auffallendsten Ablagerungsformen bilden die Anhäufungen alter Stirnmoränenmassen, welche uns die Form der diluvialen Gletscherzungen, die sich hinter den Hügelztigen und Schuttwällen der Stirnmoräne ausbreiteten, förmlich nachzubilden erlauben. Als Beispiel kann auf die halbkreisförmigen Hügelzüge hingewiesen werden, welche vor den während der Glazialzeit von Eisströmen erfüllten Talwegen der in die norditalienische Tiefebene ausmündenden Täler liegen und zum Teil Veranlassung gaben zur Aufstauung der Wässer in der Form jener langgestreckten und in große Tiefe hinabreichenden Seen. Der Garda-, Iseo- und Comosee, der Lago maggiore sind solche Moränenstauseen. Der erstere mit einer Tiefe von 346 m reicht 281 w, der Comosee mit 409 m Tiefe 210 m unter

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Fig. 453. Überschiebung in einer Endmoräne bei Bern. (Nach A. Baltzer.)

den Spiegel der Adria. Sie waren wohl sogar als Buchten des pliocänen Meeres schon vorhanden. Eine solche pliocäne fjordartige Meeresbucht dürfte bis ins Veltlin gereicht haben. Auch über den pliocänen marinen Ablagerungen liegen die glazialen Schuttmassen. Eines der großartigsten dieser sogenannten „Moränenamphitheater“ liegt vor der Ausmündung der Dora Baltea bei Ivrea (Fig. 456, S. 483). Ähnlich so verhält es sich bei den nordalpinen Seen und liegen sowohl der Genfer- als auch der Neuenburger-, Züricher- und Bodensee innerhalb der Schuttmassen der alten Gletscher, zum Teil in wannenförmigen Vertiefungen der Gletscherböden, die sonach weit auf die Schweizer und süddeutsche Hochebene hinausreichten. Dasselbe ist der Fall mit den schwedischen und baltischen Seen, mit jenen der Seenplatte Norddeutschlands in Europa und mit den großen Seen des Lorenzostromgebietes in Nordamerika.

Die sogenannten Drumlinlandschaften in Irland, Schottland, Nordamerika und in Norddeutschland (Posen, Pommern), aber auch in der Bodenseegegend bis gegen Salzburg, sind durch flache, langgestreckte Hügelrücken (Drumlins; das Wort ist irländischen Ursprunges = Schotterliügelriicken) gekennzeichnet, die bis über einen Kilometer breit und 5—6 km lang, keine 100 m) und in Reihen geordnet sind, und zwar in der Richtung der Gletscherbewegung und hinter den bogenförmigen Endmoränenwällen. Sie bestehen aus Geschiebemergel, mergeligem Sand, Sand und Geschieben („Kies“ oder „Grand“), welche, in der Gegend von Berlin noch über 100 m mächtig, als Grundmoränenmaterial betrachtet werden und vielfach Anzeichen von Zusammenpressung und Aufrichtung der Schichten erkennen lassen. Ob die Drumlins durch vorrückende Gletscher etwa umgeformte Grundmoränen seien oder ursprüngliche, eigenartige Grundmoränenanhäufungen, bleibe dahingestellt, die Auffassung ist bei den namhaftesten Autoren verschieden. (Man vergleiche A. v. Böhms Moränenkunde 1901.)

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Ähnliche Hügel sind (tie Äsars (Oosers), welche oft viele Kilometer lang ebenfalls in der Richtung der Eisbewegung angeordnet sind, jedoch als sandbankartige Anhäufungen in den Betten von glazialen Schmelzwässern aufgefaßt wurden, also als Produkte der glazialen Erosion und Wiederablagerung. Sie wurden aber auch als Ufer- oder Seitenmoränen gedeutet. Ähnliche Hügelzüge bezeichnet man in Schottland als Karnes oder Esker. In Norddeutschland hat sie F. Wahnschaffe mit sandigen Endmoränenbildungen in Verbindung gebracht.

Als Anzeichen alter Vergletscherung sind auch die Rundhöcker (Roches moutonnées) zu betrachten, durch die Gletscher gerundete Hügel im alten Gletscherbette, mit sanften Böschungen nach aufwärts und steileren nach abwärts (in bezug auf die Bewegungsrichtung des Gletscherstromes, Fig.107, S. 118). Gewisse wannenförmige Vertiefungen im felsigen Gletscherbette wurden ebenfalls auf eiszeitliche Erosion zurückgeführt. Sowohl an der felsigen Talsohle alter Gletscher als auch an den Felshängen finden sich als Spuren derselben Abscheuerungen, geschrammte oder glattgeschliffene Flächen („Gletscherschliffe“, Fig. 108, S. 119).

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Daß die Schmelzwässer der glazialen Periode auf Kalkboden gleich auf lösend wirkten, ist selbstverständlich. (Karrenartige Erosionsformen.) Auch riesentopfartige Auskolkungen können dadurch entstanden sein. Von den auf die Eiszeit zurückgeführten Ausscheuerungen seien die verschieden großen Strudellöcher im „Gletschergarten“ bei Luzern (Fig. 75, S. 90), jene von Kitzbühel in Tirol und jene im Kalk von Rüdersdorf, östlich von Berlin, erwähnt.

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Fig. 454. Kach K. Keilhack.

(Jahrbuch d. k. Preuß. Geol. Landesanst., 1909) mit Zugrundelegung des von 11. K. S c h m i d t hergestellt en Schwarzdruckes (Die diluviale Vorzeit Deutschlands, 1912).

Durch die Moränenzlige der norddeutschen Tiefebene zwischen Weichsel, Elbe und Ems wurden die Schmelzwässer in breite Talwege gewiesen, denen sie auf dem Wege zu den Meeren folgen mußten. Man hat diese als Urstromtäler (Fig. 454) bezeichnet. (Die Kanalanlagen Norddeutschlands wurden durch ihren Bestand wesentlich erleichtert.)

Was die Ablagerungsprodukte der Diluvialperiode anbelangt, so wäre außer den schon erwähnten Anhäufungen von Moränenmassen (mit gekritzten Geschieben und Blöcken) vor allem noch anzuführen: das Terrassendiluvium (Schotter), der Löß und der Höhlenlehm.

Die während der gewaltig vermehrten Wasserabflüsse aus den Alpen herausgeschleppten Schottermassen sind zum großen Teile auf die in den Moränen aufgehäuften Schuttmassen zurückzuführen; sie finden sich vor allem in älteren und jüngeren diluvialen Talwegen abgelagert, indem sie dieselben vielfach förmlich verschütteten, so daß sich die Flüsse späterer Zeiten ihre Betten in diese Talausfüllungsmassen einschneiden mußten (Fig. 79 und 80, S. 92).

Das großangelegte Werk von A. Penck und E. Brückner über die „Alpen im Eiszeitalter“ (1901—1909) ist die wichtigste Fundgrube . für die alpinen Vergletscherungsvorgänge. In demselben wird gezeigt, daß in der Regel die Erscheinungen, besonders die Anhäufungen von Gletscherschuttmaterial, auf vier durch Interglazialzeiten geschiedene Glazialzeiten, wie schon erwähnt wurde, schließen lassen, wobei die Übergangsperioden durch viele kleinere Schwankungen der Gletscherenden bezeichnet werden. Im nördlichen Alpenvorlande, das für unsere Zwecke näher in Betracht gezogen werden soll, unterscheidet A. Penck vier verschiedene Schotter: die älteren und jüngeren Deckenschotter in weiterer Ausdehnung auf den Hochflächen, die Hoch- und Niederterrassenschotter in den Flußtälern. Der Löß liegt über den Deckenschottern; doch wird nach jeder Schotterbildung eine darauffolgende (interglaziale) Lößablagerung vermutet. Innerhalb des österreichischen Gebietes liegen die Deckenschottermassen des unteren Traun- und Ennsgebietes, welche weit ins Gebirge hinein verfolgt werden können und beide Hauptdeckenschotter unterscheiden lassen. Bei Steyr (a. d. Enns) kann man alle vier Schotter auseinanderhalten (Fig. 455). Die Deckenschotter gleichen zwei übereinander gebreiteten flachen Schotterfächern und dachen gegen die Donau hin ab. Der ältere Deckenschotter läßt sich über Krems und das Tullnerfeld bis Klosterneuburg (a. d. Donau, nördlich von Wien) verfolgen. Auch im Traisentale bei St. Pölten lassen sich alle vier Schotter erkennen, in Höhen von 290, 280, 267—275 und

31

Toula, Geologie. 3. Aufl.

263—267 m Seehöhe. Die Hochterrassenschotter setzen den oberen Wagram zusammen; im Niederterrassenschotter fließt die Traisen. Der Traisenschotter ist stellenweise zu Nagelfluh verkittet.

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Die Stirnmoränenwälle der letzten Vergletscherung des Traungebietes bilden die Abdämmungen sowohl des Traun- oder Gmundenersees, als auch jene des Attersees. des Wolfgang- und Mondsees. Auf der von A. Penck (1902) gegebenen Karte des Traungletschergebietes werden nur die Moränen der drei letzten Vergletscherungen (Mindel-, Riß- und Würm Vergletscherung), nicht aber jene der ältesten, ersten (Gttnz-moränen in Bayrisch-Schwaben) verzeichnet. Am weitesten aus den Tälern hinausgeschoben erscheinen die „Mindelmoränen“ ; die „Rißmoränen“ bleiben innerhalb der ersteren, reichen nur bis an die erwähnten Endmoränenwälle und erfüllen die weiter im Gebirge gelegenen Hochtäler und Hochtalbecken. An der Enns bleiben die Moränenreste in den Alpentälern, sie erreichen das Vorland nicht mehr. In Niederösterreich hat sich die Donau ihr Bett durch die Schottermassen eingeschnitten. Penck hält, wie schon erwähnt, die Schotter des Wagram (am linken Donauufer) für älteren Deckenschotter (Tullnerfeld), jene des Kremsfeldes aber für neogen.

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Eine genaue Vergleichung der „vier alpinen Eiszeiten“ mit den sechs von James Geikie für Nordwesteuropa oder mit den drei von Eiszeitforschern Norddeutschlands angenommenen läßt sich derzeit nicht geben.

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Zu den Schotterablagerungen des älteren Diluviums rechnet man auch die sogenannte jüngere „Nagelfluh“, das sind festgebundene Konglomeratbänke. Die bekannte Nagelfluh von Salzburg besteht aus Gerollen der verschiedensten Salzachgesteine: Urgebirgs- und Kalksteingerölle sind durch ein kalkiges Bindemittel fest verbunden, doch so, daß das Gestein ein löcheriges

Aussehen behält. Sie liegt zwischen Moränenablagerungen und wird als eine interglaziale Anschüttung betrachtet, entstanden nach Art einer Deltabildung, wofür die „schräge Schichtung“ spricht.

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Fig. 456. Profil durch das „Moränenamphitheater“ von Ivrea.

(Nach A. Penck, E. Brückner und L. du Pasquier, 1894.)

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5 Hochterrassenschotter. 4 Außenmoräne. 3 „Eerretto“: eisenschüssige Tone mit eingelagerten Gerollen. 2 Jungglaziale Alluvionen. 1 Innere Endmoräne.

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Fig. 457. Profil durch das Aartal.

(Nach A. Penck, E. Brückner und L. du Pasquier.)

1 Jura. 2 Deckenschotter, bedeckt mit Lößlehm. 3 Hochterrassenschotter. 4 Mederterrassenschotter.

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Fig. 458. Profil des Höttinger Grabens bei Innsbruck. (Nach A. Penck, 1882.)

1 Rezenter Gebirgsschutt. 2 Jüngere Grundmoräne. 3 Unterer Glazialschotter. 4 Höttinger Schutt. 5 Höttinger Breccie. 6 Ältere Grundmoräne.

In der Wiener Bucht spielen unter den Deckgebilden, außer dem Löß im nördlichen Teile derselben, die diluvialen „Lokalschotter“ eine wichtige Rolle, welche besonders im südlichen Teile der Bucht in Form ausgedehnter, stellenweise bis 100 m mächtiger Anhäufungen, das „Steinfeld“ bildend, auftreten, Anhäufungen, welche auf Schotterfächer zurückzuführen sind, die von allen in die Bucht ausmündenden Alpenflüssen abgelagert wurden. Erratische Schotter treten daneben weit zurück, obwohl sie im südlichsten Teile der Bucht nicht fehlen dürften. Die petrographische Natur des „Lokalschotters“ ist verschieden je nach den Gesteinen des Hinterlandes: Kalkschotter und kristallinischer Schotter im Süden, Sandsteinschotter im nördlichen Teile. (Man vergleiche über die Diluvialablagerungen die Profile Fig. 455—458.)

31*

Der Löß ist ein gelblicher, mürber, feinpulveriger und ungeschichteter „Feinsand“ oder feinsandiger Lehm, mit ansehnlichem Kalkgehalt, der zur Bildung kleinerer und größerer vielformiger Konkretionen, der Lößmännchen, Lößpuppen oder Lößkindel neigt (Fig. 192, S. 201), von vielen Röhrchen durchzogen ist, stellenweise unzählige kleine Landschnecken führt und Knochen und Zähne von großen Landsäugern, Elephas primigenius (XXX. 13 und Fig. 459), Rhinoceros tichorhinns (zwei dichtbehaarte Vielhufer), dann von Bos, Cervus, Equus usw. umschließt. Eine seiner auffälligsten Erscheinungen besteht in der Neigung, steile bis senkrechte Wände zu bilden und bei Unterwaschungen schollenweise und wieder solche Wände bildend abzubrechen. Er ist standfest (Fig. 460) und Hohlräume, Keller u. dgl. im Löß bedürfen keiner Ausmauerung (Höhlenwohnungen in Nordchina).

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Fig. 459. Das Mammut (_i_). Elephas primigenius I. F. Blumenbach.

Der Löß erstreckt sich über weite Flächen des nördlichen und westlichen Alpenvorlandes (man kennt ihn auch aus der Gegend von Lyon) im Rhein- und Donaugebiete und liegt in der alpinen Region vor allem über dem Decken- und Hochterrassenschotter. Weiter nach Osten wird er weithin zu einer einheitlichen Decke, welche ganz unabhängig von allen Schottern auftritt; er wird zu einem ganz eigenartigen Gebilde oder, wie sich Penck ausdrückt, er „ist eine andere Formation wie der Schotter, entstanden in einer anderen Zeit unter Mitwirkung anderer Kräfte“, er hält ihn der Zeit seiner Entstehung nach für eine interglaziale Bildung.

Man hat früher oft, besonders für den bis über 30 m mächtigen Löß des Rheintales an eine eiszeitliche Bildung aus Gletscherschlamm gedacht, ist aber jetzt davon zumeist abgekommen und denkt nun,

nach F. v. Richthofens Ansicht, er sei als ein Absatz aus dem Staube der Atmosphäre zu deuten (subaerische Bildung, vgl. S. 127). Das Auftreten an gewissen Talhängen, förmlich wie im „Windschatten“, wurde zur Unterstützung dieser Anschauung benutzt. Aber¹ auch als Absatz von Hochwassertriibungen wurde er angesehen, etwa nach Art der Siltbildung entstanden, oder als ein durch den Wind um-

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Fig. 460. Hohlweg im chinesischen Löß. (Nach Ferd. v. Richthofen.)

gelagerter Hochwasserschlamm großer Ströme (A. Penck). Auch F. v. Richthofen hat einen geschichteten Seelöß vom gewöhnlichen Löß unterschieden. Der Mangel an Süßwassermuscheln und sein ungeschichtetes Auftreten scheinen dagegen zu sprechen.

In China erreicht der Löß Mächtigkeiten bis über 300 m und erstreckt sich in Höhen bis weit über 2000 m, während er in Europa in

typischer Ausbildung- nur bis gegen 500 m Seehöhe angetrolfen worden ist. Sein Auftreten in Europa ist auf die Länder mit ausgesprochen kontinentalem Klima beschränkt; er reicht aus Bayern nach Öster

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Gobelsberge bei Gedersdorf, östlich von Krems a. d. Donau. (Vach einer Photographie von A. E. Forster aus A. Penck: „Führer“, 1903.)

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Fig. 461. Lößterrassen

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reich, wo er bei Krems oberhalb Wien besonders mächtig ist und auch prächtige Lößschluchten und Hohlwege bildet. Man vergleiche

die Abbildung Fig. 458, welche eine Szenerie zur Darstellung bringt, die lebhaft an F. v. Richthofens Lößbilder aus China erinnert. Der Löß setzt einen Teil des Untergrundes von Wien zusammen und weite

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Fig. 462. Lößwand in der Ziegelei von Heiligenstadt.

(Nach einer photographischen Aufnahme von F. Toula im Mai 1905. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A., 56. Bd., 1906.)

In der Tiefe taucht sarmatischer Muscheltegel auf. Über die Schichtfolge dieser Liegendbildungen

vgl. man Fig. 463.

Flächen des pannonisclien Beckens und die Ebenen des unteren Donaubeckens sind von ihm bedeckt, besonders am rechten Donauufer, wo er

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Fig. 468. Liegendschichten unter der bis 15m mächtigen Lößmasse (Fig. 462)

von Heiligenstadt.

1, 2 Löß. 3 Belvedereschotter. 4 Hellgelber Sand. 5 Bräunlicher Tege 1(4 und 5 dürften dem Con-gerienhorizonte entsprechen). 6 Sarmatischer Muscheltegel.

wie im Wiener Becken Terrassen auf baut. Er findet sich auch im südlichen und mittleren Norddeutschland, im mittleren Böhmen bei Prag* und

in Galizien, überall, wo er vorkommt, Gebiete großer Fruchtbarkeit darstellend. Seine Anhäufung- wäre nach derF. v. Richthofen sehen Theorie nur möglich gewesen, wo er durch Pflanzenwuchs festgehalten wurde.

Am rechtsseitigen Steilhange der Donau bei Wien („Lößterrasse“), z. B. bei Heiligenstadt, zeigt der Löß mehrfache Einlagerungen von Lokalschottern, was auf wiederholte Veränderungen im Verlaufe seiner Ablagerung, auf Fluß- und Bacheinschwemmungen zurückzuführen ist. Diese Lößterrasse läßt sich auch durch Wien verfolgen, wo sie durch steile Straßenzüge und Stiegenanlagen bewältigt wird. Eine Abgrabung derselben bei Heiligenstadt zeigen die Fig. 462 und 463, welche die Auflagerung auf den jungtertiären Schottern, Sanden und Tonen erkennen lassen. (Man vergleiche auch Fig. 445, S. 455.)

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Fig. 465.

Fig-. 464.

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Fig.467.

Fig.466.

Fig. 464—467. Ursus spelaeus Blumenbacb.

Schädel, Eckzahn, Backenzahn von der Seite und von oben.

Kleine Landschnecken treten, wie gesagt, sehr häufig auf, vor allem Succinea oblonga (XXVIII. 26), Helix hispida (XXVIII. 25), Pupa muscorwn (XXVIII. 29), Clausilia pumüa (XXVIII. 24). Ganz besonders wichtig ist für die Deutung der Entstehung des Löß das Vorkommen von Steppentieren, die z. B. bei Thiede und Westeregeln (Braunschweig) in ungeheurer Menge aufgesammelt wurden, Tiere, wie sie sich heute in den Steppen Südosteuropas und Süd westsibiriens häufig finden, so die Saigaantilope, Springmäuse, Steppenmurmeltiere, Zieselmäuse, Hamster usw. Daß man auch große Säugetiere, das Mammut (Ele-phas primigenius), das behaarte Rhinozeros (.Rhinoceros tichorhinus), Pferde,Rinder und Hirsche aus dem Löß kennt, wurde schon kurz erwähnt.

Viele Säugetiere findet man weiters im Lehm gewisser Höhlen (Hö lilen le hm). Es sind Reste von Höhlenbewohnern: der gewaltige Höhlenbär (Ursus spelaeus, Fig. 464—467), die Höhlenhyäne (Hyaena spelaea), der Höhlenlöwe (Felis spelaea), der Messerzahnlöwe (Machair odus latidens) mit großen scharfschneidigen Eckzähnen in den Oberkiefern u. a. Die Reste des Höhlenbären sind in gewissen Höhlen in ungeheuren Mengen angehäuft (Bärenhöhlen), so in der Gailenreuther Höhle in Franken, in der Slouper Höhle in Mähren, in der Kreuzberghöhle in Krain usw. Der diluviale Höhlenlehm, der die Knochen und Zähne, aber auch ganze Skelette und zermalmte Reste der Beutetiere umschließt, liegt häufig unter einer jüngeren Sinterdecke. Zuweilen werden solche Anhäufungen geradezu zu Knochenbreccien. In englischen Höhlen traf man auch Knochen des Mammut und Rhinozeros an.

Eine der reichsten und merkwürdigsten Fundstätten altdiluvialer Tierreste in Österreich war die große Finge im Kalkstein des Hunds-heimerberges (bei Hundsheim unweit Deutsch-Altenburg a. d. Donau in Niederösterreich), welche mit Höhlenzügen in Verbindung steht. Von hier stammt Rhinoceros himdsheimensis, ein fast vollständiges Skelett (F. Toula, 1902), welches sich, von dem gewöhnlichen diluvialen Nashorn (Rhinoceros tichorhimis oder antiquitatis) ganz verschieden, einerseits an das Sumatranische Nashorn (Rhin, sumatrensis) von heute, anderseits aber an geologisch ältere Arten Rhinoceros etruscus aus dem oberen Pliocän im Arnotale und an Rhinoceros megarhinus oder leptorhinus aus dem südfranzösischen Pliocän anschließen läßt. Es fand sich zu unterst in der Pingenausfüllung, aber auch in einzelnen Knochen anderer Individuen, gemengt mit echt diluvialen Tierresten, unter welchen vor allem Bison priscus am häufigsten ist, neben Resten von Ursus, einer Wildziege, kleinen und größeren Hirschen usw. Die eigenartige Ausfüllungsmasse ist ein Lehm vom Aussehen eines durch Zusammenschwemmen verunreinigten Löß mit den Schalen einer großen Helix; sogar förmliche Knochenbreccien treten auf. W. Freudenberg hat die Fauna von Hundsheim in seiner Abhandlung Uber „Die Säugetiere des älteren Quartärs von Mitteleuropa“ (Jena 1914) ausführlich behandelt. Im ganzen konnten 38 Arten bestimmt werden¹).

¹) Darunter neben Rhinoceros himdsheimensis Toula:

Cams drei Arten.

Felis pardus var. tulliana-. Machairodus latidens Ow. Hyaena zwei Arten.

Ursus arctos L.

Mustela vulgaris Briss.

Elephas sp. (antiquus?)

Bison priscus Boj. und primigenius Boj.

Cervus elaphus L.

Capra (Hemitragus) Stellini n. sp.

Ibex cf. priscus Woldr.

Ovis (Ammotragus) Toidai n. sp.

Hystrix cristata L.

Eine andere wichtige Säugetierfundstelle bilden die konchylien-reichen Kalktuffe (Travertine) von Taubach bei Weimar besonders in ihren tieferen Zonen, worin man über Lagen mit Elephas primi-genius und Rhinoceros Uckorhinus der älteren Primigenius-Zeit die jüngere Antiquus-Fauna mit Elephas antiquus und Rhinoceros Merckii fand, was E. Wüst (1908) als für eine Ermäßigung des Klimas sprechend deutet, einen Übergang in ein Waldklima anzeigend, auf das dann eine Steppen- und darüber wieder eine Waldzeit gefolgt sei.

Die diluvialen Säugetiere.

Unter diesen sind manche völlig ausgestorbene Arten. Dazu gehört vor allem das Mammut (Elephas primigenius Fig. 459, S. 484), dessen riesige Stoß- und Backenzähne (XXX. 13) überaus häufig besonders im Löß gefunden werden, während im gefrorenen Uferschlamm der nordsibirischen Flüsse wiederholt ganze, mit Fleisch, Haut und Haar (das Mammut trug einen Pelz von rotbraunem Wollhaar und langen Haarborsten) erhaltene Kadaver entdeckt wurden. Außer dem Mammut kennt man aus dem älteren Diluvium Elephas trogontherii und meridionalis (XXX. 14), letzterer aus dem oberen südeuropäischen Pliocän herüberreichend, dann Elephas antiquus (XXX. 15), ein Elefant, der als für das ältere Interglazial bezeichnend angenommen wird. (Von Marokko bis Japan.) Auf Malta ließen sich in Höhlen die Reste einer kleinen Art nachweisen: Elephas melitensis, eine Art, die auch aus Sizilien, Sardinien und Griechenland bekannt geworden ist. Neben den Mammutresten findet man überaus häufig Reste des zweihörnigen Nashorns mit verknöcherter Nasenscheidewand (Rhinoceros tichorhinus oder antiquitatis). Ein junges Hautexemplar desselben wurde in der Erdwachsgrube von Starunia in Galizien zugleich mit einem jungen Mammut erbeutet. Im älteren Diluvium des Südens kennt mau auch Reste von Hippopotamus, dem Flußpferd, so aus den Knochenhöhlen Siziliens und Maltas. (In den vorglazialen Forest beds von Cromer in Norfolk [England], einer Ästuariumbildung, sammelte man neben den verbreiteten Diluvialtieren auch Elephas meridionalis und antiquus, und Hippopotamus.)

Im Lehme mancher Höhlen eingebettet liegen oft Knochen und auch ganze Skelette vom Höhlenbären (Ursus spelaeus Fig. 464 bis 467), der an Größe den jetzt lebenden braunen Bären übertraf, von der Höhlenhyäne (Hyaena spelaea), dem Höhlenlöwen (Felis spelaea) usw.

Von einer zweiten Gruppe von Tieren läßt sich nachweisen, daß dieselben erst in historischer Zeit vom Menschen zum Teile oder vollständig ausgerottet worden sind. Dahin gehören noch die

großen Jagdtiere der alten Germanen, die auch im Nibelungenliede erwähnt werden: der kurzhornige Wisent (Bos Bison oder Bison europaeus) und der ihm nahe verwandte ausgestorbene Bison prisons (Fig. 468) mit längeren, nach den Seiten gerichteten Hörnern und Hornzapfen, der Ur oder Auerochs (Bos primigenins Fig. 469), der Elch oder das Elen (Cervus aloes) und der Scheich oder Riesenhirsch (Cervus megaceros) mit riesigem, 3—4 m spannenden Geweihe (Fig. 470).

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(Nach Cuvier.)

Fig. 468. Bison prisons Boj.

(Vis nat. Gr.)

Fig. 469. Bos primigenins Cuv.

(V30 nat. Gr.)

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Fig. 470. Schädel und Geweih des Scheich oder Riesenhirsches (Cervus megaceros Hart).

Aus dem europäischen Diluvium.

Im Nibelungenliede heißt es Vers 945, 880 bei Simrock, Uber Siegfrieds Jagdbeute im Odenwalde:

Dar nach sluog er schiere einen wisent und einen eich, starker üre viere und einen grimmen schelch.

Man erkennt daraus, wie weit manche dieser Tiere in die Gegenwart reichten.

Eine dritte Gruppe bilden Tiere, welche aus unseren Gegenden verdrängt worden sind, aber im Norden noch fortleben, wie der Moschusochs (Ovibos moschatm), das Ren (Gervus tarandm), dessen Reste man, und zwar überaus häufig, in Frankreich, in Deutschland (im Torfmoore von Schussenried, in Hohlefels bei Blaubeuren) und in Österreich (bei Pfedmost unweit Prerau in Mähren) usw., zusammen mit dem Mammut und vielen anderen Wirbeltierresten, z. B. dem Lemming, und zum Teile mit den zweifellosen Anzeichen der gleichzeitigen Existenz des Menschen angetroffen hat.

Eine vierte Gruppe von Tieren, welche schon in der Mammutperiode mit dem Menschen zusammenlebten, wie Luchs, Wildkatze, Wolf, Fuchs, Marder, Dachs, Pferd, Esel, Edelhirsch, Reh, Schwein, Biber usw., sind heute noch die Zeitgenossen des Menschen in Mitteleuropa.

Ernst Koken (1912) hat folgende diluviale Faunen (von unten nach oben) unterschieden:

1.    Altquartär mit pliocänem Einschlag. In Deutschland bisher nicht bekannt.

2.    Altquartär mit Elephas antiquus und Resten der pliocänen Fauna (Abbeville an der Somme, Forest bed von Cromer in Norfolk, Mosbach bei Bieberich am Rhein, Mauer bei Heidelberg und Süßenborn bei Weimar. (Vielleicht = der Mindel- oder Giinz-Eiszeit. Vergleiche die Tabelle S. 494, 495.)

3.    Ältere Antiquus-Fauna¹) ohne pliocäne Formen. Mauer z. T, Homo heidelbergemis, Steinheim an der Murr im Neckarkreise. Chelléen führende Schotter an der Somme und Seine (= ältere Zwischeneiszeit).

4.    Ältere Primigenius-Fauna¹) ohne Elephas antiquus und jRhinoceros Merckii. Mammutlehm von Cannstatt bei Stuttgart. Vielleicht Rißeiszeit.

3 Ältere Antiquus-Fauna: Homo Heidelbergensis. Elephas antiquus.

Rhinocéros etruscus.

Equus mosbacheńsis.

Bison priscus.

Bos primigenius.

Alces latifrons.

Gervus elaphus.

Gervus capreolus.

Felis leo.

Ursus Deningeri. Sus scrofa. Gastor fiber.

5.    Jüngere Antiquus- F aima¹): Elephas antiquus neben El. pri-migenius. Kalktuff von Taubach an der Ilm bei Weimar. Älterer Löß von Straßburg, Cannstatt (= Wtirm-Riß-Zwischeneiszeit; = Chelléen).

6.    Jüngere Primigenius-Fauna²), eine eiszeitliche Mischfauna. Elephas antiquus selten (= Würmeiszeit oder vorhergehende Zwischeneiszeit).

7.    Equus-Fauna: Wildpferd, Mammut und Nashorn (Hauptmasse des jüngeren Löß).

8.    Späteiszeitliche Fauna: Pferd und Ren, dieses überwiegend. Mammut und Nashorn selten. Arktische Nagetiere, z. B. Halsbandlemming (= Hochlagen des jüngeren Löß).

9.    Nacheiszeitliche Fauna: Das Ren verschwandet. Cervus elaphus herrscht vor. Wildpferd noch sehr häufig.

Dann folgt der Übergang zur Waldfauna.

R. R. Schmidt hat die ältere Antiquus-Fauna für zeitlich mit der Mindel-Riß-Zwischeneiszeit übereinstimmend angenommen, die ältere Primigeniusfauna mit der Rißeiszeit. Der jüngeren Antiquus-F&Mxia, rechnete er das Chelléen zu. Dann schaltete er eine Mischfauna ein, die dem Acheuléen entspreche, sowie dem Moustérien. Die jüngere Primigenius-Fauna = der Würm-Eiszeit entspreche dem Solutréen und der Cro-Magnon-Rasse.

Auf diese Fauna folgte jene des Baltischen Rückzuges, das Bühlstadium, zuerst noch mit Mammut, Nashorn (selten) und Ren (häufig), Höhlenbär (häufig), hocharktische Nager (= Magdalénien), dann mit Ren und Wildpferd sehr häufig.

Die Fauna des Gschnitzstadiums (der Yoldia-Zeit) schließt sich an: Zurückweichen der arktischen und diluvialen Arten: Ren (selten), Wildpferd noch häufig. Waldtiere herrschen vor: Edelhirsch, Reh u. a.

Endlich die Fauna des Daunstadiums ist eine reine Waldfauna: Edelhirsch, Reh, der braune Bär u. a. In den Pyrenäen noch Felis leo (= Ancylus-Zeit). Man vergleiche die Tabelle.

*) Jüngere Antiquus-Yauna: Elephas antiquus.

Elephas meridionalis. Rhinoceros Mercki. Hippopotamus major usw.

Cervus euryceros.

Cervus elaphus.

Rangifer tarandus.

Bison priscus.

Bos primigenius.

Ursus spelaeus.

²) Jtingere Primigenius-Fauna: peus ieo%

Elephas primigenius. Rhinoceros tichorhinus.

Equus caballus (sehr häufig).

Hyaena spelaea.

Myodes obensis und torquatus u. a. (Cro-Magnon-Rasse des Menschen.)

494

495

Großbritannien (James Geikie, 1897)

Rezent: Kein beständiger Schnee. Klima trockener wie zuvor. Torfmoorbildung geht zurück.

VI. Eiszeit. Obere Torfmoorstufe. Hochgletscher. Schneelinie bei 1050 m. Endmoränen.

5. Interglazialzeit. Obere Waldbettstufe. Hebungsvorgänge. Klima gemäßigt u. trocken.

V. Eiszeit. Untere Torfmoorstufe. 15 m Terrasse. Gebirgstalmoränen. Schneelinie bei 600 bis 750 m.

4. Interglazialzeit. Untere Waldbettstufe. Süßwasser-alluvien mit arktischen Pflanzen; erst kalt, dann große Wälder. Ästuarienbildungen.

IV. Eiszeit. Mecklenburgische Stufe. Hochland eisbedeckt. 30m Terrassen in Schottland. Endmoränen auf dieser Terrasse.

3. Interglazialzeit. Neudeckstufe. Senkung um 40 m in Schottland. Süßwasser- und ma rinc Schichten. Eos primigenius, Cervus euryceros.

III. Eiszeit. Polnische Stufe. Oberer Geschiebeton, fluvioglaziale Bildungen. Landeis mit dem skandinavischen verschmelzend.

2. Interglazialzeit. Helvetische Stufe. Zunächst kaltes Klima, dann gemäßigt. Senkung.

II. Eiszeit. Sächsische Stufe. UntercrGeschiebeton,fluviomarine Bildungen. Weitergehende Vereinigung der britischen und skandinavischen Eismassen.

1. Interglazialzeit. Norfolk-stufe. Arktische Süßwasserablagerungen. Arktische Flora. Leda myalis- Schichten.

Wälderschichten (Forest bed) von Cromer (Norfolk).

I. Eiszeit. Scanian- (Schonen-) Stufe. Chillesfordton. Wey bum Crag. Xordsee mit arktischer Fauna, kleiner als heute.

Gliederung des europäischen Diluviums.

Schweden und Finnland (H. W. M un the, 1897)

Allgemeine Gliederung A. Penck (1909), E. Koken R. R. Schmidt (1912)

Norddeutschland (E. Geinitz, 1904)

Alpenvorland (F. Mühlberg: Aargau 1896)_

Mya arenaria-Ton (Kristiania)

Afya-Buclienzeit (Hebung). (Fichtenzone in Schweden.) Oberer Nordsee- und oberer Ostseesand.

Ziforiwa-Eichenzeit (Senkung).

Ostsee- oder Litorina-Tcm. Cardien-, Ostrea-(Nordsee-) Ton.

Ancylus- Kiefern- und Birkenzeit (Hebung). Ostsee ein Binnensee. Yoldia- und Dryas-Zeit. (Abschmelzungsperiode.)

III. Eiszeit.

ObererGeschiebemergel, End-l moränen (Senkung) u. Asar. ' Eismeersand, Glazialsand.

2.Interglazialzeit. Cyprinen-ton. Marine Ablagerungen mit I Ostrea.

Cardien-Turritellensand (Möen). !

II. Eiszeit.

Die große Vereisung. Unterer mächtiger Geschiebemergel. Fluvioglaziale (Hvita-) Bildungen.

1. Interglazialzeit. Fragliche marine Tone, fragliche Süßwassersande (Jasmund).

I. Eiszeit.

Spuren des älteren baltischen Eisstromes. Fluvioglaziale (Hvita-) Ablagerungen.

Gemäßigtes Klima Übergang zur Waldfauna

Cervus, Equus; Ren verschwindet.

Nacheiszeitliche Fauna Post-Daun-Stadium. Litorina- Tapes-Zeit.

Erlen-Bucheii- M ya-Z eit.

Eichen- Litorina-Zeit ■ Senkung der Torflager der Küsten.

Daunstadium = Ancylus-Z,eit. Gschnitzstadium = Yoldia-Zeit. Bühlstadium.

Späteiszeitfauna: Ren, Equus. Mammut, Nashorn. ■— Arktische Nager.

Hochlagen des jüngeren Löß. Magdalénien,

Equus-Fauna. Hauptmasse des jüngeren Löß.

Solutréen.

1 Jüngere Primigenius-Fauna.

I Würmeiszeit.

Aurignaeien •

Ancylus-Zeit¹). Birken- und Kiefern-Torf-Bildungen und Talsand.

Spätglazial: Dryas - Yoldia²)-Zeit, Süß wasserkalke und-tone.

3. (Baltische) Vereisung: End-\

moränen und Sandbildung. ‘

Terrassen, Asar, Kam es, Deckton, Löß.

Oberer Geschiebemergel (Grundmoräne). Fluvioglaziale Bildungen.

Chelléen. Acheuléen. Moustérien. Mischfauna.

Kalktuff (Travertin) von Taubach. ! Würm- Riß- Zwischeneiszcit. Diatomeen (Elbing). Austern- Jüngere Antiquus-Fauna, bänke. Cyprinentone.

Nordseefauna (Ost- und Westpreußen).

2. Interglazialzelt. Säugetiere von Rixdori³) usw. Torflager (Lauenburg).

Süß wasserbildungen.

Kalktuff (Magdeburg usw.).

Rißeiszeit.

Ältere Pi imigenius-Y a,umv.

2. Vereisung : Grundmoränen = Unterer Geschiebemergel. Rote fluvioglaziale Sedimente.

1. Interglazialzeit. Marine Schichten. Yoldia- und Cy-prinenschichten (Elbing).    Antiquus-Fauna.

Diatomeenschichten (Rathenow). Mauer z. T. (Hcmo Leide” ergensis). Süßwasserbildungen: Paludinen-bank (Berlin). Torf.

M indel-Riß-Z wischeneiszeit.

1. Vereisung:

Fluvioglaziale Ablagerungen.

Geschiebemergel (Grundmoräne) Mindel-Eiszeit. bei Rüdersdorf und Hamburg.

Marine und Süßwasserbildungen Günz-Mindel-Zwischeneiszeit. (Lauenburg).

Elußschotter der Pleiße, Unstrut usw.

Günz-Eiszcit.

Mosbach⁴). Mauer. Süßenborn.

Wallmoränen in den Hochtälern.

Äußere Wallmoränen und Kiesböden.

Lößartiger Schwemmsand auf Erosionsterrassen der Niederterrassen.

5. Gletschervorstoß.

Innere Wallmoränen. Grundmoränen.

Niederterrassen.

Erosion.

Löß. Kalktuff. Konglomeratbildung.

Kiesanschwemmungen. Erratische Blöcke.

4. Vorstoß der Gletscher.

Größte Vergletscherung bis 850 m Meereshöhe. Grundmoränen. Rundhöcker.

Erosion.

Beginn der subaerischen Ablagerungen (älterer Löß).

3. Vorstoß der Gletscher.

(Lange Dauer.)

Wallmoränen. Grundmoränen. Hochterrassen.

2. Glaziale Erosion.

Bildung des heutigen Rheintales. 2. Aufschüttung:Wallmoränen(?). Jüngerer Deckenschotter.

2. Vorstoß der Gletscher.

(Lange Dauer.)

1. Glaziale Erosionsperiode. Erste Ablagerungs- (Aufschüt-tungs-) Periode.

Älterer Deckenschotter. Oberrhein zur Saône. Rheinenge Bingen-Bonn noch nicht gebildet.

„Erster Vorstoß der Gletscher.“

i) Ancylus ist eine kleine, dünne, napfförmige Süßwasserschnecke. Den Ancylus-See nimmt G. de Geer etwa 570.000 krri¹ groß an, über die Grenzen der Ostsee hinausgreifend und den Ladogasee mit umfassend. — ²) Yoldia (Leda) arctica ist ähnlich Fig. 4, Taf. XXVI. — ³) Die Säugetierfauna von Rixdorf (Neukölln) bei Berlin: Elephas primigenius, Rangifer groenlandicus, Cervus euryceros, alces und elaphus, Eos primigenius, Bison prisons, Ovibos fossilis, Equus cdballus, Ursus, Felis usw. — ⁴) Säugetiere der Mosbacher Sande (bei Wiesbaden, 120 m über dem Rheinspiegel, mit alpinen Gerollen): Elephas antiquus, trogontherii (selten) und primigenius (selten), Rhinoceros Mercki und etrus-cus, Hippopotamus major, Bison prisais, Cervus latifrom, elaphus und capredlus, Felis und Hyaena spelaea, Ursus spelaeus.

¹

) Ältere Primigenius-Fauna: Elephas primigenius.

Rhinoceros tichorhinus.

Equus caballus.

Gervus euryceros.

Rangifer iarandus.

Ursus spelaeus.

In Deutschland konnte man mehrere Phasen in den sogenannten nacheiszeitlichen Schichten (Postglazialschichten) unterscheiden. So hat A. Nehring z. B. bei Thiede im Braunschweigischen zu unterst in etwa 10m Tiefe eine arktische (Tundren-) Fauna angetroffen, mit dem Eisfuchs, dem Lemming, Ren und mit Schneehühnern. In etwa 6—7 m Tiefe fanden sich die Saigaantilope, die Zieselmaus, Pfeifhasen, Springmäuse, Iltis, Hermelin und Pferd, dann noch das Mammut, das diluviale Nashorn und der Löwe. Man hat diese Phase als die Steppenfauna oder die Fauna des ausgesprochen kontinentalen Klimas bezeichnet. Die Saigaantilope kennt man ferner aus dem Löß von Tetschen a. d. Elbe und dem Schotter an der Weichsel. Erst darüber folgt die Fauna des Waldes. Spuren des Menschen, in bearbeiteten Holz- und Feuersteinwerkzeugen bestehend, begegnet man schon in der mittleren Abteilung.

In der tabellarischen Zusammenstellung (S. 494 und 495) liegt ein Versuch vor, die von James Geikie (1897) für Großbritannien, H. W. Munthe (1897) für das skandinavisch-baltische Gebiet und F. Mühlberg (1896) für den Kanton Aargau gegebene Gliederung mit jener, welche E. Geinitz (1904) für Norddeutschland gegeben hat, in Vergleich zu bringen. Auch die von A. Penck eingeführten Bezeichnungen sowie Angaben, welche E. Koken und R. R. Schmidt gemacht haben, wurden in Vergleich gebracht.

Wie schwierig und zweifelhaft der gemachte Versuch einer tabellarischen Zusammenstellung ist, geht aus den verschiedenen Einwürfen gegen J. Geikies Einteilung hervor. So ist K. Keilhack dagegen aufgetreten und N. J. Krischtafowitsch (1900) hat eine Änderung vorgeschlagen, indem er die polnische und mecklenburgische Stufe in eine dritte Eiszeit, die helvetische und die Neudeckstufe in die zweite Interglazialzeit vereinigen möchte, wodurch er auf fünf Eiszeiten kommen würde. Auch E. Kayser hat 1902 gemeint, Geikies dritte und vierte Eiszeit zu vereinigen und mit der baltischen (dritten norddeutschen) Eiszeit in Übereinstimmung zu bringen.

Für Norddeutschland werden nur drei sichergestellte Eiszeiten angenommen. Die erste wurde nach F. Wahnschaffe (1891—1898),

G. Berendt, H. Schroeder und K. Keilhack (1896 und 1899) unter den Ablagerungen des ersten Interglazial (Paludinenton im Untergründe von Berlin, Yoldienton in Westpreußen, Diatomeenschichten usw.) auf der baltischen Seenplatte in der Form von Grundmoränen („Geschiebemergel“), in Hannover und in Hamburg als Fluvioglazialablagerungen nachgewiesen. Der zweiten Eiszeit entsprechen die unteren Geschiebemergel Norddeutschlands, dem zweiten Interglazial marine und Süß-

Wässerablagerungen (die Säugetiere von Rixdorf, siehe S. 495). Der dritten Eiszeit gehören die oberen Geschiebemergel und die Endmoränen des haitischen Höhenrückens an. Dem Spätglazial wird die arktische Flora am Grunde der norddeutschen Torfmoore zugerechnet, die Dryas- oder Yoldia-Zeit (Dryas oclopetala, eine hochnordische und alpine, mit Potentilla, dem Fingerkraut, verwandte Pflanze), während welcher das Ostseebecken über den Ladogasee mit dem Eismeere in Verbindung gestanden haben dürfte. Yoldia (Leda) arctica, eine nordische Meeresmuschel, lebt heute in einer Meerestiefe von 27—30 m; daraus kann auf die Höhenlage des FoW/a-Meeres-spiegels geschlossen werden.

Die Yoldientone treten auch in Schweden, Jütland und England auf und beweisen die Existenz einer gewaltig großen Bucht des Eismeeres.

Der spätere Ancylus-See war ein Binnensee, der im Norden und Osten etwas über die heutige Ostsee hinüberreichte.

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Eine große Rolle spielen die diluvialen Ablagerungen auch im europäischen Rußland (man vergleiche die geologische Erdkarte über die Ausdehnung der großen nordischen Vergletscherung). In den baltischen Provinzen sind sie sehr eingehend studiert worden: Endmoränen,' Grundmoränen, erratische Blöcke, Asar- und Drumlinbildungen, Gletscherschrammen, Rundhöcker usw. während der großen Eiszeit (Inlandeis). Im zentralen Rußland hat N. Krischtafo-witsch (1900) eine Frühglazialzeit mit Mergel-, Lehm- und Tonablagerungen, eine Vereisungszeit (unterer Geschiebesand) und eine Abschmelzzeit (oberer Geschiebesand), als altglaziale Epoche unterschieden, auf welche eine Interglazialzeit mit Lignit, Torf, (Diatomeen-) Mergel und die jungglaziale Epoche folgen: Eiszeit, Abschmelzzeit und die Zeit der großen Abtragungen. — In Südrußland konnte N. Sokölow für das Gebiet mit den Becken des Schwarzen Meeres und des Kaspisees auseinanderhalten:

1. Die Seenepoche mit feuchtem Klima: Siißwasserablagerungen mit Elepkas trogontherli (einer zwischen E. primigenms und antiquus stehenden Form), Süßwasser im Pontus und Kaspisee mit Cardium und Dreissensia. ‘ 2. Die Glazialepoche, die Gletscher reichen bis 48° 50'. Das Klima wird trockener, die Gletscher ziehen sich schließlich gegen Nord zurück. Alle Bildungen der Vergletscherungszeiten;

3. Lößzeit. Trockenes Klima. Steppenverhältnisse. Einschneiden der wasserarmer werdenden Flüsse. Schrumpfung des Pontus und Kaspiseesi Die Li man ô werden gebildet. (Während 2. und 3. lebte Elepkas primi-(jehuis.) Gegen Ende: Verbindung des Pontus mit dem Mittelläüdb scheii Meere, Hebung des Meeresspiegels, Überflutung der Limane.

32

Toula, Geologie. 3. Aufl.

4. Die Postglazialzeit. Die Steppen am mittleren Dnjepr weichen im Norden dem Walde, das Klima wird feuchter. Im Süden: Fortdauer der Steppe. Die Flüsse werden wasserreicher und die Limane ausgesüßt. —

In Asien wurden in den großen Kettengebirgen (Himalaja und Tienschan) Spuren diluvialer Vereisungen vorgefunden. In Nordasien herrschten im allgemeinen wohl dieselben Verhältnisse wie in Nordeuropa. Als auffallende Erscheinungen der Gegenwart wären hier die Steineismassen besonders der Neusibirischen Inseln als fossile Überbleibsel der diluvialen Eiszeit, sowie die fossilen Eisböden der Tundra zu erwähnen, über welche E. v. Toll (189-3) berichtet hat, in welche im jüngeren Nachglazial die Leichname von Mammut und Nashorn eingebettet wurden.

In Nordamerika lassen sich die Moränen der Eiszeit vom Atlantischen Ozean durch Massachusetts, Long Island, New-York, südlich von dem Ontario- und Eriesee bis nahe an den Ohio verfolgen. Sie umziehen den Michigan See. Der Mississippi sowie der Des Moines und der James River durchbrechen Stirnmoränen. Weiterhin bilden sie ein weites Plateau zwischen Missouri und North Red River und ziehen durch Dakota gegen Nordwest, Westlich vom Michigan-See erreichen sie eine Mächtigkeit bis zu 230 m. Ein breiter Saum von Driftablagerungen (Zusammenschwemmungen) ist den Moränen vorgelagert, bis an den Ohio und unteren Missouri reichend. Auch lößähnliche Ablagerungen fehlen nicht (Adobcnmaterial); dieselben liegen in Pennsylvanien und Kentucky über echt eiszeitlichen Schuttmassen. Der Löß im Westen vom oberen Mississippi wurde auf Absätze im Wasser zurückgeführt. Auch hier gehen die Ansichten darüber auseinander: subaerisch oder Zusammenschwemmungen.

Gletscher sollen einst auch in den kalifornischen Tälern bis an einen Glazialsee in Niederkalifornien gereicht haben, während sie heute in 3000—4000 m Höhe enden. In Britisch-Nordamerika werden Geschiebemergel mit Mächtigkeiten bis zu 180 m angegeben, welche westwärts nur wenige Meter mächtig werden und das Felsengebirge nicht erreichen. (Man hat daraus ein sehr geringes Alter des Felscngebirges abgeleitet!) Große Seebecken haben sich während der Eiszeit im nördlichen Teile Nordamerikas ausgedehnt, offenbar in der großen Interglazialepoche; am Bonnevillesee in Utah (Fig. 99,

S. 108) wurden Sand- und Geröllterrassen bei 200 und 300 m hoch über dem Spiegel des heutigen Großen Salzsees gebildet, woraus auf zwei besonders wasserreiche Zeitabschnitte geschlossen wurde, welche durch eine trockene Periode geschieden waren. Am diluyialen Lahontansee westlich davon, am Fuße der Sierra Nevada, fehlen alle

Anzeichen von Moränen- und von Gletscherwirkungen, doch sind zwei Perioden der Wasseranschwellung durch Terrassen erwiesen. Im allgemeinen werden jetzt in Amerika mindestens zwei durch eine tnterglazialzeit getrennte Eisperioden anzunehmen sein, von denen die zweite einen viel kleineren Flächenraum einnahm als die erste. Die große Eisbedeckung mag Mächtigkeiten örtlich von 1000 bis 1700 m erreicht haben! (Man vergleiche über die Ausdehnung der Vergletscherung die Angaben der geologischen Weltkarte.) T. C. Chamberlin (1895) hält übrigens drei Eiszeiten für wahrscheinlich, welche der zweiten, dritten und vierten J. Geikies entsprechen sollen.

In Nordamerika sind in der diluvialen Säugetierfauna die Raubtiere etwas seltener wie in Europa. Von Dickhäutern lebten neben dem Mammut (Elephas americanus = E. primigenius) noch ein riesiges Mastodon (!) (Jf. americanus). Das Pferd war im Diluvium Nordamerikas weit verbreitet und starb erst später aus. Rhinoceros, Hippopotamus und Hyaena fehlen. Dagegen finden sich Reste von Faultieren. (Vorübergehender Verband von Nord- mit Südamerika.)

Für Südamerika hat G. Steinmann (1906) vier Hauptgruppen der Ablagerungen des Diluviums angenommen: eine glaziale, fluvio-, lirnno- und äologlaziale.

Glaziale Ablagerungen sind von Patagonien bis Columbien beobachtet worden, im Süden als Inlandeisbildungen, im Norden in der Form von Endmoränen, die sich nordwärts immer höher an den Bergen hinauf zurückziehen. In der niederschlagsreicheren Ostkordil-lere liegen sie bis unter 3000 m, während die Westkordillere unter 5000 m nichts davon zeigt. Viele Anklänge an die europäischen Verhältnisse sind vorhanden. Steinmann nimmt eine Gleichzeitigkeit der Glazialzeit von Südamerika mit jener der Nordhalbkugel der Erde an. Fluvioglazial sind Schuttkegel und Niederterrassen; limnoglazial die dreigliederige Pampasformation ; äologlazial der Pampaslehm oder Löß.

Eine gewaltige Entwicklung erreichten die lößähnlichen Ablagerungen der Pampas tone im südlichen Südamerika schon im Pliocän (siehe S. 471). Dieselben reichen dann noch ins Diluvium hinüber, ohne daß es möglich wäre, eine sichere Grenzbestimmung zu machen oder anzugeben, welche Formen der merkwürdigen Säugetiere der Pampasformation etwa schon dem Diluvium zuzurechnen seien. Neben gigantischen Faultieren (Edentaten oder Zahnarme): Megatherium (fast 3 m hoch und über 4*5 m lang) und Mylodon (etwa so groß wie ein Flußpferd), finden sich riesige Gürteltiere (Glyptodon, fast 2 m hoch und über 3m lang) mit unbeweglichem Hautpanzer und andere Formen; auch Mastodon, mehrere Huftiere

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<Tapir, Lama), Nagetiere (Meerschweinchen) und Beuteltiere (Beutelratten) kommen vor.

In australischen Knochenhöhlen grub man Reste von riesigen Beuteltieren aus, z. B. das gewaltige Diprotodon von Nashorngröße, einen Beutler mit Nagetierschneidezähnen und an die Dinotherien erinnernden Backenzähnen in den bis zu einem Meter langen Schädeln, einen Beutellöwen (Thylacoleo), große, zu den Schnabeltieren gehörige Tiere (Echidna Ramsay Î). In gewissen Höhlen Neuseelands sammelte man weiters die Knochen der großen flügellosen Laufvögel Moa oder Dinornis, von denen eine größere Reihe von fossilen Arten bekannt wurde. Über die diluviale Vergletscherung von Neuseeland selbst wurde schon gesprochen (S. 473).

Nahe demÄquatorin Ostafrika wurde am Kibo(Kilimandscharo) eine früher um 600 m tiefer als heute liegende Schneegrenze beobachtet.

Alle Versuche, eine Erklärung der Eiszeit zu gehen, sind, wie bereits erwähnt wurde, bisnun als mißlungen zu betrachten. Vor allem sei erwähnt, daß es an Anzeichen von ähnlichen Klimaänderungen, die zu weitergehenden glazialen Erscheinungen führen mußten, auch in älteren Formationen nicht fehlt. Geschrammte Geschiebe sind z. B. in silurischen Konglomeraten von Gibbo in Australien, ferner in Kaschmir und in Schottland nachgewiesen worden. Auch im kar-bonischen Blockkonglomerat der Salt range (in den Talchirschichten) fanden sich gekritzte Blöcke und ähnlich so in gewissen Konglomeraten der permo-karbonen Karruformation Südafrikas. Man denkt dabei an Gletscherwirkungen und spricht z. B. von einer „Karbon-permischen Eiszeit“. Ferner kommen im Perm Englands und in der Trias von Devonshire gekritzte Geschiebe vor; in der Kreide der Schweiz, im Flysch und auch im Belvedereschotter usw. traf man Blöcke fremdartigen Ursprunges (exotische Blöcke) nnd nahm dabei wohl ebenfalls einen erratischen Ursprung an.

Alle diese Funde aber reichen noch immer nicht aus, um eine Periodizität der Eiszeiten für erwiesen betrachten zu können. Eine solche erwiesene, gesetzmäßige Wiederkehr wäre die Vorausbedingung für jene Hypothesen, welche kosmische Ursachen: periodische Veränderungen der Exzentrizität und der Lage der Erdbahn, weitgehende Veränderung der Lage der Pole und damit der Drehungsachse der Erde voraussetzen, da die Präzessionserscheinungen und die Nutation) mit ihren Folgewirkungen gewiß nicht zur Erklärung ausreichen.: Selbst bei weitestgehender Schiefe der Ekliptik würde die Folge

mir in kurzen, heißen Sommern und langen kalten Wintern auf der einen und umgekehrt auf der anderen Hemisphäre bestehen (der Längenunterschied betrüge dann etwas über 30 Tage). Ohne gleichzeitige Änderung in der Verteilung der Festländer und Meere und der Meeresströmungen würden sich auch dadurch die Niederschlagsmengen kaum sonderlich ändern und die etwajge vermehrte Anhäufung von Schnee und Eis während des längeren Winters würde wohl durch die extrem heißen, wenn auch kurzen Sommer ausgeglichen werden. „Die jährliche Summe der Sonnenstrahlung“ wird übrigens auch in diesem Falle „für beide Hemisphären gleich bleiben“. Die Perioden der Kälte müßten vor etwa 80.000, 800.000 und 2,500.000 Jahren eingetreten sein. Wir besitzen keine Anzeichen einer solchen regelmäßigen Wiederkehr von Kälteperioden im Verlaufe der geologischen Vergangenheit. Im Tertiär haben sich die klimatischen Verhältnisse in recht bestimmter Weise allmählich geändert. Auch lür die Annahme von abwechselnd die nördliche und südliche Hemisphäre betreffenden Änderungen liegen uns keine Anhaltspunkte vor, im Gegenteile aber, wie schon erwähnt wurde, Anzeichen, daß beide Halbkugeln der Erde gleichzeitig vergletschert gewesen sein könnten.

Anzunehmen, unsere Erde sei abwechselnd durch wärmere oder kältere Welträume gewandert, ist nicht erlaubt, ohne die Ursache solcher Wärmeverschiedenheiten im Welträume zu erklären. Man hat die Erklärung der V eränderung des Klimas der Diluvialperiode auch in den Veränderungen auf der Sonnenoberfläche gesucht oder in einer wasserdampf- (de Marchi, 1895) oder kohlensäurereicheren (Sv. Arrhenius, 1895) Atmosphäre und in der dadurch erhöhten Absorption der Sonnenstrahlung — durchwegs Annahmen, deren Zulässigkeit für bestimmte Zeiträume, in unserem Falle für die diluviale Periode, nicht erwiesen werden kann. — Die Frage bleibt eine offene und es bleibt vorerst nichts übrig, als es bei den schon erwähnten Auseinandersetzungen Uber die auf der Erde selbst vorgehenden Veränderungen der herrschenden Verhältnisse bewenden zu lassen, wie sie aus der Verteilung der Festlandsmassen und Veränderung der Höhenlage hervorgehen.

zu

Nach dem Anwachsen der Deltas in den Schweizer Seen, so z. B. des Muottadeltas im Vierwaldstädtersee oder des Deltas der Kander im Thunersee, hat man (A. Heim und Th. Steck) versucht, auf die Dauer der seit der letzten Vergletscherung verflossenen Zeit schließen und hat dieselbe auf etwa 15.000—20.000 Jahre geschätzt. Das Maß des derzeitigen Abtrages im Gebiete der Reuß (nach dem großen Reußdelta im Vierwaldstädtersee, welches jährlich

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um 150.000 anwächst, während die Schlammassen außerhalb desselben auf weitere 50.000 m³ geschätzt werden), unter Rücksichtnahme auf die Talterrassen im Reußtale, hat A. Heim benützt, um daraus — die durch Erosion entstandenen Talhohlräume der oberen Reuß betragen bis zur vierten Terrasse 2401cm⁶ — die Zeitdauer dieses Abtrages, unter der Annahme gleichartiger Fortdauer desselben, auf 1150 Jahrtausende zu schätzen. In diesen Zeitraum würden die Vergletscherungsperioden fallen.

G. de Geer hat es versucht, eine Geochronologie für die letzten 12.000 Jahre der Erdgeschichte nach den Schlammabsätzen zu entwickeln, die vom Beginn des Rückzuges des Eises aus Schonen gegen Norden bis zur Gegenwart entstanden sind. (Geol. Kongr. Stockholm 1910.)

Der diluviale Mensch.

Was das Auftreten des Menschen anbelangt, so wurden einige Tatsachen bereits im Verlaufe der Erörterungen angeführt, woraus hervorgeht, daß der Mensch während der Eiszeit, und zwar in den interglazialen, vom Eise frei gebliebenen Gebieten als Zeitgenosse der Elefanten und des Ren in Mitteleuropa lebte, in dem zwischen der großen Inlandeismasse einer- und den vergletscherten alpinen und Mittelgebirgsregionen anderseits sich ausdehnenden Gebiete; innerhalb der jüngeren Moränenablagerungen hat man Menschenspuren nicht aufgefunden. Aus Skandinavien kennt man Menschenreste oder Spuren der Gegenwart des Menschen erst aus jüngeren Zeitabschnitten.

Das erste Auftreten des Menschen muß sicherlich schon vor Eintritt der Vergletscherungsperiode erfolgt sein, also in der jüngeren Neogenformation. Eine Zeitlang hielt man einen bei Trinil in Ostjava gefundenen Rest, der als Pithecanthropus ercctus bezeichnet wurde, für ein jungtertiäres Zwischenglied zwischen Affe und Mensch. Der große wissenschaftliche Streit wurde jedoch für unsere Frage gegenstandslos, als sich herausstellte, daß die Fund schichte, ein vulkanischer Tuff, gar nicht jungterti.är (pliocän), sondern viel jünger, höchstens altdiluvial sei. Unbezweifelbare Nachweise für das Dasein des Menschen kennen wir bisher nur aus der Diluvialperiode.

Diese Beweise bilden spärliche Funde von Menschenknochen, Werkzeuge (Artefakte) aus Stein und Knochen und Reste seiner Nahrung. Solche Funde wurden teils im offenen Lande, in alten Alluvionen, und teils im Höhlenlehm gemacht. Man hat es versucht, vor allem nach dem Zustande der Steinwerkzeuge das Alter zu bestimmen. Daß dies kein über jeden Zweifel erhabener Grundsatz ist’

leuchtet ein, wenn man die Verschiedenheit und verschiedene Vollkommenheit der Waffen und Werkzeuge der heute gleichzeitig lebenden Urvölker miteinander vergleicht. Eine wesentliche Sicherung der Altersbestimmung wird erzielt, wenn es möglich ist, Nachweise der gleichzeitigen Existenz bestimmter diluvialer Tierreste zu erbringen. (Man vergleiche die Tabelle S. 494 und 495.)

Als die ältesten Funde gelten manchen Anthropologen die angeblich durch Feuer zersprengten Feuersteine von Thenay (Dep. Loir-et-Cher), sogenannte Eolithen. Sie wurden am Grunde des Kalklagers der Beauce aufgedeckt, würden sonach ins unterste Miocän oder gar ins oberste Aquitan (!) gehören. Man hat später solche Eolithen an vielen Punkten nachgewiesen, die bis ins Eocän zurück-reichen würden. Sie sind alle mehr als fraglich.

Sichergestellte Reste mit zweifellosen Anzeichen der Bearbeitung durch Menschenhand liegen in Menge vor. In Frankreich wurde eine ganze Reihe von Stufen auf Grund dieser Reste aufgestellt (so von

G. de Mortillet), welche ein Fortschreiten der Kunstfertigkeit der betreffenden Völkerschaften erkennen lassen.

Die dem Diluvium zugehörigen Stufen faßt man als

ältere Steinzeit (paläolithische Periode) zusammen. Es sind dies folgende:

1.    Die Chellesstufe oder das Chelléen (nach Chelles unweit Paris, wo die Steinwerkzeuge in einer Schottergrube gefunden wurden, und zwar über dem Kreidegrundgebirge). Roh zugehauene Feuersteine wurden (1839) im diluvialen Flußschotter des Sommetales, etwa 20m über dem heutigen Wasserspiegel, von Boucher de Perthes gesammelt, und zwar bei Abbeville und Saint-Acheul, zusammen mit Knochen von Elephas antiquus („Antiqims-Zeit“), Mammut und Rhinoceros Mercki. Ganz ähnlich bearbeitete Steine kommen auch bei Aurillac im Dep. Cantal und an anderen Fundstellen vor. Überaus großartige Höhlenfunde wurden in Sudfrankreich gemacht.

Die behauenen Steine des Chelléen sind sogenannte „Faustkeile“ oder Fäustel, am häutigsten mandelförmigen oder seltener ovalen Umrisses oder scheibenförmig. Spitz zulaufende Stücke sind weniger häufig. Die Stücke sind zu zwei scharfen Kanten oder allseitig roh zugeschlagen.

2.    Die Acheulstufe, das Acheuléen wurde nach dem Haupt-fundörte, der Kiesgrube von St. Acheul bei Amiens, beiläufig 25 m über der heutigen Somme, genannt, wo über Flußschotter mit grob zugehauenen schweren Chelléenfausteln und unter älterem Löß vorherrschend flachovale und leichte, spitze, ovale Faustkeile vorgefunden

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wurden. In demselben Profile sind auch die meisten übrigen Stufen der älteren Steinzeit entwickelt.

3. Die Moustierstufe, das Moustérien. Der Hauptfundort ist die Grotte von La Moustier, eine von den vielen am Steilufer der Vezère im Dep. Dordogne vorkommenden Höhlen, 24 m über dem Flusse, in Hohlkehlen des Hanges, mit Feuerstellen der Bewohner von damals.

Von hier wird das Vorkommen von Mammutresten neben vereinzelten Funden des älteren Eleplias antiquus und Besten von Rhinoceros antiquiialis, Pferden, Kindern und Hyänen sowie von Höhlenbären und Kiesenhirschen angeführt.

Im Moustérien sind die Fäustel mit feineren Nachbesserungen der Bänder versehen und mit größeren Schlagflächen. Es treten aber auch Lanzenspitzen und Schaber aus Feuerstein auf.

Moritz Hoernes hat die Funde dieser drei Stufen als Chelles Moustérieu zusammengefaßt; man bezeichnet sie auch als älteres Paläolithikum.

Mit den Steinwerkzeugen der Moustierstufe haben jene von Taubach bei Weimar (S. 493) große Ähnlichkeit. Hier liegen über nordischen Schotter- und Sandlagen der dritten Eiszeit die 4—8 m mächtigen Kalktufie („Travertine“). — Dem Moustérien gehören ferner die Funde des unteren Teiles der Gudenushöhle im Kremstal in Niederösterreich an.

W. Branca (1910) hat zwei Häuptformen (Typen) von diluvialen Menschenschädeln unterschieden, aber auch Zwitterbildungen angenommen. Eine tiefer stehende Form stellt der NeandertaL schädel dar. Er wurde 1856 an der Düssei gefunden; sein genauer Fundort konnte jedoch nicht ermittelt werden. Dies ist eine Form, die bei den lebenden Uraustraliern wiederkehrt. Bezeichnend für dieselbe ist die niedere, nach rückwärts fliehende Stirn, die geringe Höhe des Schädeldaches; die stark vorspringenden Augenbrauenbogen sind hauptsächlich durch Stirnbeinhöhlen hervorgerufen. Der Schädelrest von Engisheim im Elsaß, der 1865 im Löß gefunden wurde, ist wohl höher gewölbt, wird jedoch von den Franzosen zur Neandertal-rasse gerechnet.

Eine viel höhere Ausbildung zeigt die Cro-Magnon-Basse. Die Schädel derselben wurden 1868 beim Bahnbaue in einer Höhle im Tale der Vezère in der Dordogne entdeckt. Ein hochgewölbtes Schädeldach mit steil abfallender Stirne sind die bezeichnenden Merkmale. Diese Form wurde auch in der Fürst Johann-Höhle bei Lautsch in Mähren nachgewiesen.

Wohl das merkwürdigste Vorkommen von Menschenresten dieser Stufe hat vor einigen Jahren (1901) K. Gorjanovié-Kramberger

aus einer Höhle bei Krapina in Kroatien beschrieben, wo neun verschiedene „Kulturschichten“ unterschieden wurden. Vom Menschen fanden sich Schädelknochen und Zähne neben Knochen vom Höhlenbären, von Rhinoceros Merchi, dieser besonders im westlichen und Südwestlichen Europa verbreiteten, aber auch von Taubach bei Weimar bekannten Art, vom Pferde, Biber, Edelhirsch usw. Die Steinwerkzeuge haben den Typus der Moustierstufe. Die Schädelreste zeigen dieselben starken Verdickungen des oberen Augenrandes wie der Neandertalschädel. Die Zähne besitzen Schmelzfalten, welche ihnen den Charakter jener der menschenähnlichen Affen des Miocän verleihen (Dryopithecus).

4.    Die Aurignacstufe, das Aurignacien, nach Höhlenfunden von Aurignac im Dep. Haute-Garonne so genannt, wurde in drei Unterstufen eingeteilt. Die Steinwerkzeuge lassen eine weitere Entwicklung der Bearbeitung erkennen. Steinklingen und Kieselschaber wurden erzeugt, neben kleineren Fäusteln, dann schon Elfenbein- und „Horngeräte“: Knochenpfriemen, Elfenbeinperlen u. dgl. liegen vor. Diese Stufe ist bei Krems (am Hundssteig) und an anderen niederösterreichischen Fundstellen bekannt geworden. — Ihr gehören die Grabhöhlen von Mentone und die Fundstelle von Cro-Magnon an der Vezère, wo sich auch Skelette fanden, an.

Dem Aurignacien fällt die reiche Fundstätte von Willendorf ip der Wachau (an der Donau in Niederösterreich) zu, wo beim Bahnbau (1908) unter J. Szombathys Leitung neun verschiedene Lagen im Löß fcstgestellt wurden, vom untersten bis zum obersten Aurignacien. In der fünften Stufe wurde ein Haufwerk von Mammutstoßzähnen („Vorratshaufen“) aufgedeckt. In der achten und neunten Schichte fanden sich Kieferbruchstücke. (Der Löß hat hier beiläufig bis 20 m Mächtigkeit.) Von der Basis der neunten Schichte stammt ein Ile;;* großes Kalksteinfigürchen einer unförmlich dicken Frauengestalt, das zum Teil noch eine rote Bemalung erkennen läßt und als ein Idol der Fruchtbarkeit gedeutet wurde. K. Maska hat von Willendorf das Vorkommen folgender Tiere nachgewiesen: Höhlenlöwe, Luchs, Wolf, Fuchs, Bär, Vielfraß, Hase, Mammut, Wildschwein, Bison, Steinbock, Gemse, Saigaantilope (fraglich), Ken (häufig), Edel- oder kanadischer Hirsch, Riesenhirsch, Wildpferd und sibirisches Nashorn.

5.    Die Solutréstufe. Die SolutréfundStätte (Jägerhaltstelle) liegt am Südfuße einer großen Kalksteinklippe mit Steilwandstufen bei Jtfaęon im Dep. Saône et Loire, wo man in massenhäften Knochen-breceien* vor allem aus Wildpferdknochen von beiläufig 100.000 Individuen einer kleinen, großköpfigen Rasse, neben wenigen Resten yoip Ren, Urrind, Höhlenbär und Mammut auch Feuerstellen aufdeckte.

Lorbeerblattförmige, große, zart zugeschlagene Speerspitzen oder Dolche* Pfriemen u. dgl. sind für diese Stufe bezeichnend. Auch Farben wurden schon verwendet. Viele Schnitzwerke aus Geweihen und Knochen, vor allem feine, geöhrte Nadeln, durchbohrte Zähne als Jagdschmuck, selbst Tierdarstellungen kommen vor. In Stidfrankreich weit verbreitet. Dieser Stufe gehören weiter die reichhaltigen Funde der Mammutjägerstation von Pfedmost bei Prerau in Mähren an, wo man Artefakte aus Ren-, Pferd-, Elen- und Mammutknochen, sowie Feuersteinäxte fand. Letztere nähern sich mehr den älteren Formen an. Herdstellen mit Abfällen („Kulturschichten“) sind dem Löß eingelagert. Primitive Eingravierungen auf Knochenstücken erinnern schon an die nächste Stufe. Diese Fundstelle und viele andere in Mähren hat M. KHz (1903) ausführlich beschrieben. Hier wurden vier Menschenskelette geborgen, und zwar von hochgewachsenen Leuten. Weiter traf man Reste von Mammut an, neben solchen von Ren, Pferd und Ur, sowie viele marine Schneckenschalen (!). In Deutschland fällt die Hohlefelshöhle im Achtale Schwabens zum Teil in diese Zeit.

6. Die Madelainestufe (das Magdalénien). Die Madelaine-höhle bei Tursac in der Dordogne (Périgord) wies einen großen Reichtum an Pferde- und Renntierknochen auf (die auch sonst in Frankreich weit verbreitet sind). Das Merkwürdigste sind neben Langklingen aus Feuerstein die bearbeiteten und mit Eingravierungen versehenen Knochen, Zähne und Geweihe, „Kommandostäbe“. Ein auf einem Mammutstoßzahn eingraviertes Mammut kann beweisen, daß in jener Zeit dieses Tier noch immer vorkam. Knochenwerkzeuge, selbst Nadeln mit Ohr aus Vogelknochen, sind gefunden worden. In der belgischen Grabhöhle von Furfooz im Lessetale bei Dinant konnten ziemlich viele Menschen^ knochen aus der Rentierzeit gesammelt werden. Die Schädel sind vorherrschend Kurzköpfe (brachjcephal), die Zähne standen etwas schief (prognath). Die Leute waren meist unter Mittelgröße. — In diesen Zeitabschnitt fällt wahrscheinlich auch die Kulturschichte an der Schussenquelle in Schwaben, 45 hm südwestlich von Ulm Dieselbe liegt über Schotter und wird von Tuff, Torf und Schotter („Kies“) überlagert. Messer-, Pfeil- und Lanzenspitzen aus Feuerstein, Werkzeuge und Harpunen mit Widerhaken aus Rengeweihen fanden sich in der Asche, sowie Kohlenstückchen und Knochensplitter, aber weder TopL Scherben noch Haustierreste. Es waren offenbar Stätten diluvialer Rentierjäger und Fischer, den Polarlandbewohnern von heute vergleichbar.

Das Magdalénien gehört den obersten Lagen des jüngeren Löß an und wurde von A. Penck als das Bühlstadium bezeichnet,* es deutet auf einen vorübergehenden Kälterückschlag. (Der GenferseC-spiegel lag damals um 30 m höher als heute.) Das Ren war das

Hauptjagdtier, aber auch Wildpferd, Saigaantilope, der kanadische Hirsch, der Moschusochse, das Mammut und das sibirische Nashorn werden neben anderen Tieren genannt. Reste von hocharktischen Nagetieren sind reichlich vorhanden (J/?/o(7es-Scbichte). Färbungen des Körpers und der Wohnräume wurden vorgenommen. Sogar Holz- und Ledergefäße wurden angetroffen.

In der Gudenushöhle (an der kleinen Krems in Niederöster-reich) wurde das Magdalénien mit Ren und Schneehase in den oberen Schichten nachgewiesen, mit vielen Knochen- und Geweihgeräten, darunter Speerspitzen mit Rinnen an einer der Breitseiten („Giftrinnen“).

Die obere Madelainestufe wurde von R. R. Schmidt das (alpine) Gschnitzstadium genannt und der Yoldia-Zeit zugerechnet; es ist durch das Zurückweichen der arktischen und diluvialen Tierformen bezeichnet und herrschten Waldtiere: Edelhirsch und Reh vor. Zweireihige Harpunen, Nadeln, Kommandostäbe und anderes finden sich.

Die oberste Stufe der paläolithischen Bildungen nannte R. R, Schmidt das Daunstadium und brachte es mit der Ancylns-Zeit in Zusammenhang und als Kulturstufe mit dem Azilien- (nach der Höhlenstation Mas-d’Azil) Tardenoisien (nach einem Fundorte im Dep. Aisne) in Vergleich. Farbige, bemalte Kiesel sind das auffallendste dieser reinen Waldfaunenzeit,

Mit der Litorina-Tapes-Zeit (Dänemarks) stellt R.R.Schmidt eine Post-Daunzeit in Übereinstimmung und rechnet ihr die Kjökken-möddings zu.

Die Ablagerungen nach der Vereisung Europas ziehen wir zum

Alluvium,

obgleich wir eine sichere Grenze zwischen den beiden quartären Zeitabschnitten anzugeben nicht in der Lage sind. Die diluvialen Dickhäuter sind verschwunden, das Ren hat sich zurückgezogen. Der Ur, das Elen, der Riesenhirsch mögen zunächst noch das Land bevölkert haben. Der Zustand von heute dürfte, was die Gletscherverteilung betrifft, auch während der interglazialen Zeiten der Gebiete mit wechselnder Eisbedeckung wenigstens annähernd erreicht worden sein.

Was die Anzeichen des Auftretens des Menschen in der Zeit nach der Vereisung anbelangt, so liegen dieselben durchwegs in den alluvialen Ablagerungen, deren Verschiedenartigkeit im allgemeinen Teile dieses Leitfadens zur Grundlage der Betrachtungen gemacht worden ist. Das milder werdende Klima schuf in Mittel- und Südeuropa günstigere Lebensbedingungen für den Menschen. An Stelle der Jäger- und Fischervölker konnten nun Viehzucht- und ackerbau-

treibende Völker treten. Der französische Prähistoriker G. de Mortillet hat an die oben angegebenen älteren Stufen der Entwicklung, welche gegenwärtig nichts weniger als bestimmt abgegrenzt werden können und nur einen Gliederungsversuch darstellen, noch mehrere weitere Stufen angeschlossen.

7. Die jüngere (neolithische) Steinzeit oder Bobenhausen-stufe, die Zeit der polierten, durch Schleifen zugeschärften Steingeräte. In diese Zeit verlegt man den Beginn der Ansiedlungen auf Pfählen, die Pfahlbauten der Schweizer- und Ostalpen-Seen (z. B. des Attersees). Die ersteren wurden (1853) bei einem auffallenden Tiefstände des Wasserspiegels des Zürichersees entdeckt und von F. Keller (1854—1879) mit großer Sorgfalt studiert.

Auch die Steinblock- oder megalithischen Denkmäler, die man als Dolmen oder Tischsteine (in Irland und in der Bretagne) be-zeichnete, und die, wenn von Steinkreisen umgeben, Cromlechs (Steinkreise) genannt werden, stellen wir hierher. Diese „Hünengräber“ oder „Hünenbetten“ sind in manchen Fällen durch auf Steinreihen gelegte Steinplatten förmlich zu Steinkammern ausgestaltet. Einzelne. hoch aufgerichtete Steinblöcke weiden als Menhirs („lauge“ oder „hohe Steine“) bezeichnet; sie sind in Norddeutschland, Dänemark, Skandinavien, auf den britischen Inseln und in Nordwestfrankreich ver breitet, aber auch aus Niederösterreich (z. B. aus der Gegend von Eggenburg) und aus Polen bekannt. Erratische Blöcke lieferten zumeist das Material. Es waren Begräbnisstätten und Opferaltäre. Über solchen Steingräbern wurden zuweilen auch Erdhügel aufgeschüttet (Tumuli). Aus dieser Zeit kennt man roh aus freier Hand geformte Tongefäße. Der Webstuhl kam in Gebrauch.

Fauna und Flora der Bobenhausener Pfahlbauzeit sind uns recht genau überliefert. Es sind vorwaltend noch heute lebende Tiere. Ur und Elen sind noch darunter. Dann wurden schon Haustiere gehalten (Schweine, Hunde, Binder und Ziegen). Unter den Gerätschaften finden sich solche tür den Ackerbau. Wir kennen Getreide: arten von damals und Obstarten. Unter den Nutzpflanzen befindet sich auch der Flachs.

Die in Jütland und auf den dänischen Inseln verbreiteten An-

häufungen von „Küchenabfällen“ hohe, bis 300 m lange und bis 60 m breite dammartige Haufen, Wohnstätten von Fischern und Jägern bezeichnend, haben gleichfalls

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Kjökkenmöddings“, 1—8w/

die Tierbevölkerung von damals einigermaßen erkennen lassen. Die Hauptrolle bilden in diesen Haufen Schalen von eßbaren Muscheln und Schnecken (Ostrea edulis, Mytilus edulis, Cardiiuu edule, Litorina litorea usw.) ; es fanden sich ferner Reste von Fischen neben

Vogelresten (darunter der heute schon so seltene große Alk des Nordens) und etwa 20 verschiedene Säuger, darunter auch Seehunde und mannigfache Waldtiere. Geschliffene Steine gehören zu den selteneren Funden. Diese Tatsache würde, allein betrachtet, auf höheres, die Tiervorkommnisse könnten auf geringeres Alter schließen lassen. Die Kulturzustände dürften eben in der neolithischen und wohl auch schon in der paläolithischen Zeit gleichzeitig an verschiedenen Stellen verschieden gewesen sein, vergleichbar der Gegenwart.

Es zeigt sich dies an dem allmählichen Umsichgreifen der Metalle. Bronze und Eisen haben sich schrittweise verbreitet und kommen schon in den Pfahlbauten vor, welche ja stellenweise bis in die Zeit des Gebrauches des Eisens hineingereicht haben.

Die weiteren Abteilungen G. de Mortillets bezeichnen daher wohl Kulturstufen, sind aber der Zeit nach höchstens örtlich sicherer abzugrenzen.

8.    Die Bronzezeit, d. h. die Zeit, in der neben Steingeräten nur Bronze, welche sich mit Patina (Edelrost) überzogen findet, zu Waffen, Geräten und Schmuckgegenständen verarbeitet wurde, erscheint noch am besten umgrenzt. Die Verwendung der Bronze scheint jener des leichter durch Rost zerstörbaren Eisens in der Tat voraugegangen zu sein, da wir in weitester Verbreitung, ż. B. in Gräbern, Bronze, aber niemals Eisen begegnen.

9.    Die älteste Eisenzeit oder die Hallstatt-Periode ist benannt nach dem Gräberfelde am Salzberge von Hallstatt, mit seinen Brand- und Bestattungsgräbern mit reichlichen Grabbeigaben aus Bronze und Eisen.

• 10. Zu La Tëne am Neuenburgersêe hat man überaus reichhaltige Funde gemacht. Hier herrscht das Eisen bei Waffen und Werkzeugen weitaus vor; die Bronze erscheint nur mehr als Schmuck, der übrigens gleichfalls zum Teil aus Eisen hergestellf wurde (La Tène-Pefiode). Auch diese Periode ist noch als vorrömisch zu bezeichnen. Die Verbreitung der Bronze und des Eisens, ferner der Schmuckgeräte, besonders des hochgeschätzten Bernsteins, beweist die frühzeitige Entwicklung des Verkehres und der Handelswege.

Wohnstätten

stand, sondern in Höhlen wohnte und als wilder Jäger durch Wald und Sumpf streifte, dafür fehlen bis jetzt sichere Anhaltspunkte.

-, Alle Tatsachen' vereinigen sich aber zu der Annahme, daß schon während der Diluvialzeit die Bildung der Erdoberfläche in

So haben wir die bedeutungsvolle Grenze erreicht, an welcher Vorwelt und Gegenwart einander berühren. Wie weit wir jene Zeit zurtickverlegen müssen, in welcher der vorhistorische Mensch bereits existierte, der noch kein Metall kannte, der noch keine bleibenden zu errichten und Haustiere noch nicht zu zähmen ver-

ihren heutigen Grundzügen, mit allen ihren klimatischen Verhältnissen und ihren organischen Schöpfungen, deren Endglied der Mensch ist, erreicht worden war.

Freilich ist dieser Abschluß ebensowenig ein Stillstand wie der Abschluß aller früheren. Zeitabschnitte. Ebenso wie die ganze organische Welt, der Mensch au der Spitze, sich weiter entwickelt haben, so ist auch die leblose Natur unter der Mitwirkung der verschieden: artigen Kräfte einer fortwährenden Umbildung und Veränderung unterworfen.

Überblicken wir nun die Tatsachen, wie sie dem forschenden Menschengeiste im steten Ringen nach Erkenntnis klar geworden sind und wie sie sich aus der Form, Größe, Dichte der Erde, aus der tatsächlichen Wärmezunahme mit zunehmender Tiefe ergeben, und verbinden wir sie mit den Forschungsergebnissen der Astronomen und Astrophysiker über die Natur der übrigen Weltkörper, so ergibt sich daraus der Maßstab, den wir an jene Hypothese legen müssen, wie sie zuerst von dem deutschen Philosophen Immanuel Kant in seiner „Allgemeinen Naturgeschichte und Theorie des Himmels“ (Königsberg 1755) und später von dem französischen Mathematiker und Astronomen Pierre Simon Laplace (Exposition du système du monde, Paris 1796) ausgebildet worden ist, und welche als die Kant-Laplacesche Theorie von der Bildung des Sonnensystems bezeichnet wird.

Der gesamte Stoff, welcher jetzt in unserem Sonnensysteme, in der Sonne, den Planeten und ihren Trabanten enthalten ist, erfüllte ursprünglich in gasförmigem Zustande den ganzen Raum, weit über die Grenzen des jetzigen Sonnensystems hinaus. Dieser Gasball drehte sich um seine Achse in derselben Richtung, in welcher sich jetzt die Planeten um die Sonne bewegen, zog sich infolge der gegenseitigen Anziehung der einzelnen Teilchen zusammen und wurde kleiner. Dabei mußte durch die näher an die Drehungsachse kommenden Teilchen die Umdrehungsgeschwindigkeit der Gasmasse zunehmen. Die Folge dieser Zunahme der Rotationsgeschwindigkeit war Abplattung an den Polen und Vermehrung der Fliehkraft am Äquator des Gasballes. Sobald letztere eine gewisse Grenze überschritt, lösten sich in der Äquatorialzone ringförmige Teile ab, die sich dann zu selbständigen Himmelskörpern, zu Planeten, ballten. Dieser Vorgang wiederholte sich von Zeit zu Zeit und unsere Erde entstand aus einer dieser Ablösungen. Dieselbe hat sich allmählich aus dem ursprünglich glühenden, gasförmigen und flüssigen Zustande durch Wärmeausstrahlung in den kalten Weltraum so weit verdichtet, daß sie in einer späteren Phase fest zu werden begann.

Durch Wiederholung desselben Prozesses bei den Planeten entstanden deren Begleiter, die Monde; die im Mittelpunkte des ganzen Systems zurückgebliebene Zentralmasse ist die Sonne. In der Tat war nur durch einen anfänglich gasförmigen oder flüssigen Zustand des Erdkörpers die Möglichkeit gegeben, daß derselbe Kugelgestalt annahm und infolge der Rotation sich an den Polen abplattete; daß aber dieser ursprüngliche Zustand mit einer Gluttemperatur verbunden war, dafür spricht der noch im Erdinnern verschlossene Wärmequell.

Fig. 471. Andromedanebel. (Nach Gr. W. Ritchey.)

Wie jeder wärmere Körper in kälterer Umgebung, so mußte auch die Erde sich allmählich abkühlen. Infolge der Ausstrahlung der Wärme in den Weltraum mußte ein Zeitpunkt eintreten, wo das Flüssige zu erstarren, das Gasförmige sich in Flüssigkeit umzuwandeln begann. Es mußte sieh allmählich eine aus Mineralsubstanzen bestehende Kruste bilden, deren Dicke im Laufe der Zeiträume auf Kosten des schmelzflüssigen Innern zunahm und die alle die mannigfaltigen Veränderungen und Entwicklungen durchmachte, auf welche wir bei der Betrachtung ihrer Zusammensetzung und ihres Baues zu sprechen gekommen sind, und die uns schließlich zu der Erkenntnis führen, daß Veränderung und Entwicklung die Welt beherrschen. Den ewigen Gesetzen, nach welchen diese Veränderungen und Entwicklungen sich vollziehen, nachzuforschen, ist die hehrste Aufgabe der Naturwissenschaft.

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KRAKÓW )

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Sachregister.

a, bezeichnet bildliche Darstellungen im Texte, * Profile.

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i*

Alethopteris Sçrlii (VL. 15) 279.    ‘ ,{

*    Algäu (Untere Kreide) 393.

*    Algäuschichten (Lias) 37L 373.

Algen 83. 132. 259.

Algenschiefer (Devon) 300. Älgonkium (Azoisch) 277 ff. 28T.

*    Alleghanygebirgę 3Q7. ;

Allgemeine Geologie 10. Alluvialebenen 103.

Alluvium 415. 507 ff.

Almaden (Silur) 295. '

Ainus (Erle) 261. * ^    ( ’/ H

253. 270 ff. 446.

*    Alpen, Bau der Alpen Vergletscherung 481 ff.

*    Alpenprofil 238.

A.

*    Aachen (Devon und Karbon) 297. 306.

312. i

Aachener Grünsand (Ob. Kreide) 392. Aalénien (Dogger) 370.

*    Aartal (Diluvium) 483.

Abblasung 124.

Abdämmungsseen 107.

Abdrücke, Abformung 131. Abflußlose Seen 20. 72.

Ablation 117.

Abnormer Gesteinsverband 215. 229. Abrasion 111. 225. 246. o Abrasionsflächen 111. 222. 246. 411.

Abraumsalze 203. 329. o Absonderungsformen der Gesteine 160 ff. 181.

Abstoßen 222.

, Abtrag, des Landes 100.

AcantMcus-Schichten (Malm) 371. Acanthodes 326.

Accessorasche Gesteins-Gemengteile i.i.-îi 141. ....    .i' .

Ącer (Ahorn) 261.    -,

Ąceratherium Blanfordi 469.

—    Gadibonense, 434.

incisivum (XXX. 6 u. 6 a) 467 ff. minütum 467. oAchatgeöde 158.

Aehatmandeln 176.

Ącheulstufe (Acheuléen) 493. 503 ff. Ackerkrume 94 ff.

Acrodelphis Krahuletżi 449.

Actaèonella gigantea (XXII. 9).

—    laevis (XXII. 10).

Actinocamax quadratus (XXIII. 2)

400 ff.

o Adelsberger Grotte 81.

Adinole 290.

* Adneter Marmorkalke (Lias) 371. 372 Adular 148.

Ägirin 177.

Ägypten (Tertiär) 443. 470.

Äolische Wirkungen 124 ff. Aëtosaurus ferratus (IX. 12) 411. Agnostus 288.

Agnostus pisiformis (I. 11) 288. o Aiguille terminale (Conus, Dom) des M. Pelée 45—48.

Ajka (Bakonyerwald) 393.

Ajnacskö (Pliocän) 413. 443. Akadische Gruppe (Kambrium) 288. Alaunschiefer (Kambrium), obere 199.

288, untere 288. 384.

Alaunstein 51.

Alaunton 198.

Albaner Gebirge 38.

Albien = Aubesiufe 388. 392. o Albit 148. 155.

Alces latifrons 492.

i;ü

7).

393.

373.

Alpine Trias 346—362.

Alter der Gesteine 178 ff. 242. Altertum der Erde 280 ff.

Alttertiär 423 ff.

Altwässer der Flüsse 104.

Alum-Shale (Lias) 371.

Alveolina ovoidea (XXY. 22).

—    oblonga (XXV. 23). Alveolinenkalk (Paleocän) 419. Amaltheentone (Lias) 370. 372. Amerikanisches Diluvium 498 ff. Ammoniten 266.

Ammoniten des Perm 332.

—    der mesozoischen Periode 407 ff. Ammonitenfazies der oberen alpinen

Trias 360.

Ammonites (Aspidoceras) acanthicus (XVII. 10) 382.

—    (Acanthoceras) Albrechti Austriae 350. 357. 392. 394.

( Reineckia) anceps (XV. 8) 376.

—    ( Schlotheimia) angulatus (XII. 17) 369 ff. 371.

( Trachyceras) Aon (X. 6) 356.

—    ( Trachyceras) aonoides 356.

—    (Trachyceras) Archelaus (X. 4) 355.

—    (Oppelia) aspidoides (XV. 11) 370. (Holcostephanus) Astierianus (XX. 2) 391. 392. 394.

—    ( Peltoceras) athleta 370. 376. 377. ( Hoplites) auritus (XX. 6) 350. 392.

396.

(Balatonites) balatonicus (X. 2). (Desmoceras) Beudanti (XX. 7) 350. 396.

(Hildoceras) bifrons (XIII. 8) 371. 372.

(Peltoceras) bimammatus (XVII. 6) 370. 379.

(Ceratites) binodosus (X. 3) 355.

—    (Perisphinctes) biplex (XVII. 12) 379.

o —- (Aegoceras) brevispina (bispinatus) 370. 373.

—    (Arietites) Bucklandi (XIII. 2) 369.

—    (Phylloceras) Calypso (XX. 3).

—    (Ochetoceras) canaliculatus (XVII.

(Aegoceras) capricornus 370.

- (Ceratites,Tirolites) cassianus (VIII. 10) 340. 355.

Toula, Geologie. 3. Aufl.

Ammonites (Coeloceras) communis 372. — (Cardioceras) cordatus (XV. 4) 371. 376. 379.

— (Hoplites) cryptoceras (XX. 1) 350.

( Phylloceras) cylindricus (XIII. 5)

—    (Arcestes) cymbiformis 364.

o — (Aegoceras) Davoëi 370. 373.

—    (Hoplites) Deshayesi 392. 393.

—    (Perisphinctes) eudoxus 370.

—    (Parkinsonia) ferrugineus 370.

—    (Oppelia) flexuosus (XVII. 3).

—    (Carnites) floridus (XI. 2a und b)

340. 357.

—    (Hoplites) furcatus 392.

—    (Arcestes) Gaytani (XI. 3) 358.

—    (Oxynoticeras) Gevrili 392.

—    (Arcestes) gigantogaleatus(XI.5) 358.

—    (Haploceras) Grasianus (XIX. 21) 358. 394.

—    (Hecticoceras) hecticus (= puncta• tus) (XV. 3) 376.

—    ( Phylloceras) heterophyllus (XIII.7).

—    (Stephanoceras) Humphriesianus (XIV. 19) 370. 376.

—    (Phylloceras) ibex 370.

—    (Schlönbachia) inflatus (XX. 5) 350.

392.    396.

o — (Dumortieria) Jamesoni 370. 372 ff.

-— (Megaphyllites) Jarbas (X. 7 a u. b) 356.

—    (Cosmoceras) Jason 370.

—    (Aegoceras) Johnstoni 372.

—    (Lytoceras) jurensis (XIII. 10) 370. 372.

—    (Holcostephanus) Keyserlingi 392.

—    (Amaltheus) Lamberti 370. 371. 376.

•— (Oppelia) Uthographicus 370. 381.

-— ( Macrocephalites) macrocephalus (XIV. 20) 339. 370. 376. 378.

—    (Acanthoceras) mammillaris (XX. 4) 350. 392. 396.

—    (Acanthoceras) Mantelli(XXIII. 10)

393.    397. 400. 403.

—    (Amaltheus) margaritatus (XIII. 6) 370 ff.

—    (Schlotheimia) marmoreus 371.

—    (Choristoceras) Marshi (XI. 6) 362.--— (Phylloceras) mediterraneus (XV.

12).

33

—    (Cosmoceras) ornatus (XV. 6) 376.

—    (Oxynoticeras) oxynotus (XIII. 1) 370. 372 ff.

—    (Parkinsonia) Parkinsoni (XV. 5) 370. 376. 378.

—    (Pachydiscus) peramplus (XXIII. 11) 392. 399.

—    (Aspidoceras) perarmatus 370. 379.

—    (Hoplites) pexiptychus 405.

—    (Holcostephanus) Phillipsi 392.

—- (Lobites) pisum (X. 8) 356.

—    (Aegoceras) planicosta 370.

—- (Psiloceras) planorbis (= psilono-tus) (XII. 16) 369 ff.

—    (Perisphinctes) polyplocus (XVII. 9) 379.

—    (Hoplites, Reineckia) pseudomuta-bilis 367.

—    (Holcostephanus) psilostomus 392. —- (Phylloceras) ptychoicus (XVII. 5)

373.

Ammonites (Psiloceras) megastoma 371. Ammonites (Harpoceras, Sonninia) —• (Pinacoceras) Metternichi (XJ. I)

358. 362.

—    ( Acanthoceras) Milletianus 360. 392.

407.

—- (Trachyceras) Münsteri (X. 5) 313. o— (Popanoceras) multistriatus 333.

—    (Ludwigia) Murehisonae (XIV. 18) !

370. 375.

—    (Hoplites) neocomiensis (XIX. 20) !

394.

—    ( Pachydiscus) neubergicus 387. 393. j

—- (Ceratites) nodosus 344.    355.

(VIII. 24).

—    (Hoplites) noricus 392. o — (Arietites) obtusus 370. 372.

—    (Lioceras) opalinus (XIV. 17) 370.

375.

382.

(Lytoceras) quadrisulcatus (XVII.

11).

(Harpoceras) radians (XIII. 9) 370.

—    (Hoplites) radiatus 391.

—    (Ophioceras) raricostatus (XIII. 3) 370. 372.

—    (Acanthoceras) rhotomagensis (XXIII. 8) 392. 397 ff.

. — (Arietites) rotiformis 371.

—■ (Ptychites) rugi]er 364.

—    (Stephanoceras) Sauzei 370. 376.

Sowerbyi (XV. 2) 370. 376.

—    (Amaltheus) spinatus (= costatus spinatus) (XIII. 4) 370.

(Gyclolobus) Stachei 333.

(Ptychites) Studeri (X. 1) 355.

—    (Tropiłeś) subbullatus 340. 358.

—    (Holcostephanus) subditus 370.

—    (Lytoceras) subfimbriatus 405.

—    (Oppelia) subradiatus (XV. 7 a u. b).

Î — (Ceratites) subrobustus 364.

(Hoplites) tardefurcatus 392. (Oppelia) tenuilobatus (XVII. 4) 370. 379.

—    (Cladiscites) tornatus (XI. 4) 358.

—    (Lytoceras) torulosus (XV. 1) 375.

—    (Perisphinctes) transitorius 370. 382.

—    ( Peltoceras) transversarius (XVII. 8) 370. 371. 379. 382.

—- (Lytoceras) tripartitus (XV. 9).

—    ( Perisphinctes) triplicatus (funa-tus) (XV. 10) 377.

o — (Arietites) Turneri ( = obtusus) 370. 372.

—    (Schloenbachia) varions (XX 111. 12) 392. 393. 397.

o — ( Virgatites) virgatus 366. 386.

—    (Acanthoceras) Woolgari (XXIII. 9) 392. 399.

—- (Phylloceras) Zignodianus (vgl. XV.

12).

o — (Gastrioceras) Zitteli 333. Ammonitico rosso (Malm) 382. Ammonitideen 266.

Amphibien 268. 280. o Amphibol 148. 153. 155.

Amphibolite 190.

Amphibolschiefer 188.

Amphicyon (Dinocyon) göriachensis 467.

Amphistegina Hauer i(XXNI. 27) 451ff. Amphisteginenmergel vom ,, Grünen Kreuz“ (Miocän) 451. o Amphisyle Heinrichi 436. Amphisylenschiefer (Oligocän) 436. Amphitherium Prevosti (XVIII. 10) 377.

Amstelien (Pliocän) 442.

Analysator 143.

Anamesit 182.

r.

Apiocrinus Eoissyanus (XVI. 6). Aplit 170.

Apophyse 169. 185. 230. o Appalachisches Tafelland (Karbon) 307. 323.

Aptien = Aptstufe 388. 392. 393. Aptychenkalk, -Mergel und -Schiefer (Jura, Unt. Kreide) 370. 371. 379. 392. 393.

Äptychus (H aploceras ?) Didayi (XIX. 14) 267. 393. 394.

—    laevis (XVII. 1) 267.

—    lamellosus (XVII. 2) 267. Aquitanien = aquitanische Stufe 418.

442. 444.

Aralia (Araliophyllum) Kowalewskiana (XXIV. 14) 261.

Aral See (Oligocän) 419.

Araucarites 284. 312 ff. 327. Archäische Periode 270 ff. Archaeocalamites radiątus (VI. 1. 2). Archaeopteryx lithographica (XVIII. 7) 381. 410.

Archegosaurus Decheni 327. Architektonische Geologie 215 ff. Arctocyon 418. 424. 438. Arenig-Gruppe (Silur) 291.

Argile plastique (Paleocän) 418. 424. Argonauta 266.

Aride Böden 95.

Arietitenschichten (Lias) 370.

Arkose 197. 312.

Arktis 257.

Arktische Fauna 496.

Arktisch-pazifische Trias 365. Arlbergkalk (Trias) 350.

Armenien (Perm) 323. 333.

— (Oligocän) 419.

Armorikanisches Gebirge 255. 320. Arno-Stufe (Pliocän) 442. 443. 458, Arsenalschotter (Tertiär) 463. o Artesische Brunnen 73.

Arthropoden 267.

Artinskische Stufe (Perm) 323. 332, Asaphus nobilis 292.

Äsar 479. 494.

Ascensionstheorie 83.

Asche, vulkanische 32, 36. 48. Ascoceras bohemicum (II. 15).

Asien (Trias) 363 ff.

Asphalt 212.

Ananchytes ovata (XXI. 16). Anchitherium aurelianense (XXX. 19) 432. 442. 466 ff.

Ancillaria glandiformis (XXVIT. 16) 451. 453.

Ancodus (= Hyopotamus) 440. Ancyloceras innexum 392.

—    (Crioceras) Matheroni (XX. 12)

394.

trispinosum 392.

Ancylus-'Kieiern-Zeit (Diluvium) 493. 497.

Andesin 148.

Andesit 178.

Andrarum-Kalk (Kambrium) 288. Andrias bohémiens 434.

— Scheuchzeri (XXIX. 1) 268. 415. o Andromedanebel 511.

Angara-Schichten (Trias) 341. Angiospermen 260.

Angoumien (Angoulême-Stufe) 392.

Angulatus-Schichten (Lias) 370. Anhydrische Zeit 277.

Anhydrit 192. 329. 343.

Anisische Stufe (Tries) 340. Anisotrope Medien 145.

Annularia 284. 319.

—    brevifolia (VI. 4).

Anodonta 252.

Anoplotherienfauna (Oligocän) 439. Anoplotherium commune (XXX. 16) 439.

Anorthit 148.

Antarktis 123.

Anthozoen 263.

Anthracit 130. 207. 307. Anthracotherium alsaticum (XXX. 17).

—    magmim 419. 436.

—- -Schichten 419. 439.

*    Antiklinale 222. 233.

*    Antiklinaltal ( = Satteltal) 89. 91. Antilope brevicornis 468.

Antiquus-Zeit 490.

„Antlitz der Erde“ 239.

Anversien (Miocän) 442.

Aonoides-Schichten (Trias) 340. Aonschiefer (Trias) 340. 356.

Apatit 150.

Apenninen-Sandstein 420.

Aphanit 173.

Apiocrinus rosaceus (XVI. 8).

K16

4).

Backkohle 208.

Bactrites 298.

Bactryllienmergelschiefer (Trhs) 362. Bactryllium canaliculatum (IX. 13). — striolatum (VIII. 25) 362. Baculitentone (Obere Kreide) 393. 394. Baculites (267) anceps (XXIII. 3).

— Faujasi (XXIII. 4) 399.

Badener Tegel (Miocän) 443. 453. Bänderkalk (Silur) 291.

Bänderung des Gletschereises 115. Baer, K. E. v., Hypothese d. Flußverschiebung 106.

Bärenhöhlen 489.

Bärlappflanzen 260.

Bagshot- und Bracklesham-Schichtea (Eocän) 375. 418.

Bajocien 370. 371.

Bakewellia (Gervillia) keratophaga (VII. 18).

Bakterien (Fadenbakterien) 214.

Bala-Gruppe (Silur) 291.

Balanensande (Miocän) 449.

Baianus (XXVII. 28) 267.

Balia Maden (Trias) 363.

Balin bei Krakau (Dogger-Oolithe) 371. 377.

Balkan, Bau des — 253. 293.

Baltavar (Pliocän) 443. 468.

Baltische Eiszeit 494.

Banat (Karbon) 312.

Banatite 184. 395. o Bandachat 82. o Barchan 127. 128.

Barrande Joachim 289.

Asphaltmergel unci -sand 418. Asphaltschiefer (Trias) 340. 360. Aspidura scutellata (VIII. 22). Astarte Kickxii (XXVI. 2).

—    opalina 375.

—    supracorallina (XVI. 23).

—    Voltzi (XIV. 11).

Asteroideen 264.

Asterophyllites equisetiformis (VI. 6). Asterotheca Meriani (IX. 19) 357. Astien = Asti-Stufe 442. 443. 458. Astraea (Isastraea) helianthoides (XVI.

Athen (Pliocän) 443.

Athyris (Spirigera) oxycolpos (XI. 15). Atlantis 67. 257.

Atlantosaurus-Schichten (Kreide) 413. Atmosphäre 13 ff. o Atolle 67. 136 ff.

Atractites 409.

Atrio del Cavallo 37.

Atrypa reticularis (II. 1).

Ataria (Nautilus) aturi (XXVII. 27). Aubestufe (Albien) 392. o Aucella mosquensis 366. 368. 386. Auckland-Vulkane 33. 48.

Auernig (Karbon) 323.

Auflagerung 215.

Auflockerung 79. o Aufschüttungsgebirge 250.

Aufschüttungsseen 107.

* Aufschüttungsterrasse 92.

Aufsteigende Quelle 72.

Augengneis 186. 187. o Augit 148. 153. 155.

Augitporphyrit 175. 340.

Augitsyenit 171. 184.

Aulacoceras 409.

Aulopora serpens ( = repens) (III. 4). Auricula depressa (XXV. 9). Aurignacien (Aurignacstufe) 494. 505. Ausblasung 125.

Ausbruchsgebirge 183. 250.

Ausbrüche, vulkanische 40. Ausebnungsfläche 86.

Auskeilen 220.

Auskolkung 101.

Auslaugung der Gesteine 76. o Auslöschung des Lichtes 144 ff. o — gerade 146. o-— schiefe 146.

Australisches Diluvium 500. Auswalzung 234.

Auswaschung 86. 107.

Auswürflinge, vulkanische 34. Auszerrung 234.

Autunschiefer (Perm) 322.

Avicula contorta (XI. 11) 340. 345. 361.

—    inaequivalvis (XII. 11).

—    (Genillia) subcostata (VIII. 5).

—    venetiana (VIII. 14). Aymestry-Kalk (Silur) 291.

Azoische Ära 270 ff. Azzarolaschichten (Trias) 340.

B.

425.

Barrêiri e-Stufe = Barrêmien 392. 394. Barton-Stufe = Bartonien 418. 425. Barysphäre 26.

« Basalt 181 ff. 466.

Basaltbimsstein 181.

Basaltische Gläser 181.

Basaltlava 32. 43. 181. Basaltobsidian 181.

Basalttuffe (Böhmen) 181. 435. 443. Basanit 178. 181.

Baschker Sandstein (Kreide) 393. 405. Batholithe 140.

Bathonien = Bath (Jura) 370. 425. Bathoolit (Great Oolit) 375.

* Bayrischer Wald (Archaikum) 272. Beauchamp, Sande von (Eocän) 418.

Beauxit 199.

Beben (= Erdbeben) 56—64.

—    auf stoßende (sukkussorische) 58. Dislokations- (tektonische) 60. drehende (rotatorische) 58. einachsige und mehrachsige 64. Einsturz- 60.

Elächen- 61. 62. lineare 60.

Relais- 64. vulkanische 60.

wellenförmig schwankende (un-dulatorische) 58.

—    zentrale 64.

Beckenbildung 94.

Beekmantownkalk (Silur) 291. Belemnitella mucronata (XXIII. 1) 360.

362. 387. 392. 401, 403.

(Actinocamax) quadrata (XXIII. 2)

392.

BeJemniten 266.

Belemnites acuarius (XII. 22). bipartitus (XIX. 17) 393. breviformis (XII. 21). brevis (= acutus) (XII. 20).

—    Brunsvicensis 396.

—    calloviensis ( — semihastatus de-pressas) (XIV. 22) 376. canaliculatus 376.

—    digitalis (=irregularis) (XII. 19) 372.

(Duvalia) dilatatus (XIX. 19) 392.

393.

—    giganteus (XIV. 21) 376. 377.

Belemnites hastatus (— semihastatus rotundus) (XV. 13).

—    (Duvalia) latus (XIX. 18) 392.

—    minimus 392.

—    paxillosus (XII. 18) 372.

—    pistilliformis 391.

—    semisulcatus (vgl. XV. 13).

—    subfusiformis (XIX. 16).

—    subquadratus (XIX. 15).

*    Belgisches Kohlenrevier 297. 322. Bellerophon peregrinus (VII. 19).

—    -Kalk (Perm) 323. 330. 331 ff. Belodon Kapffi (IX. 8) 345. 411.

o Beloraphe (,,Blitzfaden“) 218. o Belvedereschotter (Tertiär) 443. 463. Bembridge-Schichten (Oligocän) 418. Benthos 258.

Beoćin, weiße Mergel von (Piiocän) 443. Bergbaue, tiefste 22.

Berggebiet der Täler 87.

Bergkalk (Karbon) 304 ff. 322. 323. Bergkreide, Bergmilch 117. Bergschlaggebirge 164.

Bergschlipfe 102. o Bergstürze Fig. 91. 101. 102. Bergwachs 212.

*    Berlin und die Mark (Tertiär) 460.

*    Berner Oberland (Archaisch) 270. Bernstein 214.

Bernsteinerde 418. 434.

*    Berrias- Stufe in denCevennen (Kreide)

367. 391 ff.

*    Besançon (Jura) 367.

Betula (Birke) 261.

Biegungsfestigkeit 164.

Bimammatus-Schichten (Malm) 370. Bimsstein 176.

Bimssteintuff 180. 202.

Binodosus-Schichten (Trias) 340.

Biotit 150.

Biotitgranit 169.

Biplex-Kalke (Malm) 370. Birdseye-Kalk (Silur) 291. o Bison priscus 489.

Bitterspat 193.

Bitterwässer 76.

Bitumen 203. 212.

Bituminöser Kalk 203.

Bjelaja, Kalk von (Devon) 302. Blackband 322.

Blackdown-Schichten (Kreide 392.

Brachydiastematherium transsylvani-cum 430.

Blackriverkalk (Silur) 291. Blätterkohle (Dysodil) 209. 433. Blättersandstein von Kempten (Tertiär) 444. 445.

Blansko, Devonkalke von (Mähren) 303.

Blatt ( = Blattverschiebung) 226 ff. Bleiberger Schichten 340. 357. o Blocklava 32.

Blocksberge 171.

o Blöcke, durch Wasser transportierte 102.

—, vulkanische 47.

Bobenhausenstufe (neolithisch) 508. o Bocca 43 ff.

Bodeneis 114.

Bodenarten 95.

Bodenskelett 95.

*    Böhmerwald, nördlicher (Archaisch)

272.

Böhmische Braunkohlenformation434.

*    Böhmische „Silurmulde“ (Kambrium-

Silur-Devon) 289.

*    Böhmisch-Kamnitz (Kreide) 389.

o * Böhmisch-sächsische Kreideentwicklung 389. 397 ff.

Bogendüne 127.

Bogheadkohle 208.

Bohnerze 204. 418. 442.

Bohrlöcher, tiefste 22.

Bojische Gneisformation 278. Bolderberg (Miocän) 442.

Bomben, vulkanische 33. 41.

Bonanzas 229.

Bonebed 206. 337. 340. 344 ff. o Bonneville-See (diluv. Terrassen) 109. 498.

* Bordeaux (Tertiär) 436.

Boreale Juraprovinz 366. 384 ff.

— Kreideprovinz 387. Borkholmschichten (Silur) 291.

Bos Bison (Wisent) 491. o — primigenius (Ur, Auerochs) 477. 491.

o— {Bison) priscus 491. o Boscotrecase 44.

Brachyodes ( Hyopotamus) 449. Brachyuren 336.    a

Bracklesham, siehe Bagshot. Brackwasser 19, 107.

Branchiosaurus (234) salamandroides (VII. 7) 327.

Brandbeständigkeit der Gesteine 168. Brandschiefer 199, 214. 307. Brandungswellen 111. 246.

! Braunauer Schichten (Perm) 323. Brauneisen (böhm. „Silur“) 290. Braunerden 95.

Brauner Jura (Dogger) 375—378 (XIV. XV).

o Braunkohle 130. 209 ff. 416. 433 ff.

* Braunkohlenformation, böhm. 434 ff.

Brda-Schichten (Silur) 291 ff. o Breccie 196.

Breccienporphyr 175.

Bribir (pliocäne Säugetiere) 442. Bridger-Schichten (Eocän) 419. o Brillenstein 201.

Brissopsis Ottnangensis (XXVI. 34) 449.

Brongniarti-Kreide 392. 400.

Bronteus palifer (I. 18). o Brontosaurus excelsus 412 ff.

I Brontotherium,-Fauna 419. 440. o — ( Titanotherium) ingens 440. Bi’onzezeit 509.    :

Bronzit 148.

*    Bruchgebirge 251. o Bruchnetze 231. o Bruchufer 96. o Brücke (natürliche) 77. 78.

*    Brüssel (Tertiär) 423.

*    Brunnen von Wien 73.

Bruxellien (Eocän) 374. 418.

Bryozoen 264.

Bryozoenkalk 205. 449. 452. j Bryozoenriffe im Zechstein 328. Buccinum oassidaria (XXVI. 17).

—    duplicatum 456.

—    groenlandicum 459.

Bosporus (Devon) 301. Bracheux, Sande von 418. 424.

—    reiiculatum (XXVII. 12).

Buchara (Perm) 334.

Brachiopoden 264. 284.

Buchensteiner Schichten 340. 355.

Brachiopodenkalk und -Schiefer (Silur) j Bucsecskonglomerate 429.

Bühlstadium 493. 506.

Bulimina ovata (XXVI. 26).

Bulla Lajonkaireana (XXVIII. 9) 456 ff.

Buntsandstein 337 ff. 340 ff. 353. Burdigalien (Miocän) 442. 449. Burgas ( Oligocän am Sehwarzen Meer) 381. 419.

Buchsweiler Kalk fEocän) 418. Bytownit 148.

Cardinia ( Thalassites) Listeri (XII. 13). Gardiola interrupta (IL 4).

Cardiola-Schiefer (Silur) 291. Gardiopteris 318.

Gardita austriaca (XI. 9) 362.

—    crenata (X. 13) 356.

Kickxii (XXVI. I).

-    -Schichten 350.

Gardium {Adama) apertum (XXVIII. 20) 459.

—    {Adama) conjungens (XXVIII. 19 und 19 a) 459.

—    edule 465.

Kübecki 448.

Lenzi 461.

—    obsoletum (XXVIII. 18) 456.

-    plicatum 456.

—    porulosum (XXV. 24) 425.

-    ( Protocardium) Purbeckense {XVIII. 14) 337.

—    rhaeticum 329.

Carnallit 329.

Carpano in Istrien (Liburnische Stufe) 425.

Carrara 191. 192. 363.

Garsosaurus (Untere Kreide) 395. Gasearia {Scyphia) articulata (XVI. 3). Caledonische Schichten (Devon) 299. j Cassis saburon (XXVII. 15) 453. Galianassa antiqua (XXIV. 1);

-— bohemica 399.

C.

Cadi bona, Lignit von 419. 439. Caën, Kalkstein von 371.

Gaesalpina (261) norica (XXIX. 11). Calamarien-Stufe (Karbon) 323. Calamiten 260. 283. 284. 319:

Calamites Suckowi (VI. 3). Calamopora polymorpha (III. 8) 298. Galamostachys (VI. 7).

Calcaire grossier (Tertiär) 206.418.425. Galcarina {Siderolites) calcitrapoides (XXI. 8).

Galceola sandalina (III. 5) 298. 302. Calceola*Schichten (Devon) 298. 302. Calciferous-Sandstein (Silur) 291. Calcit 193.

Castel Arquato (Pliocän) 443. 458. Castel Gomberto 419.

Gallipteris conferta 325. 326. 335. Callovien (Jura) 370. 371.

Caltanisetta (Miocän) 443. Ganiarophoria Schlotheimi (VII. 11) i 328. 332.

Campanien (Champagnestufe) 392. 393.

Canipiler-Schichten (Trias) 340. 355. ^Canada (Archaikum) 277.

Caney (Kulm) 323.

Cannelkohle 208.

Canon (Colorado) 84. 85.

Gaprina adversa (XXII. 3) 402. Gaprotina {Requienia) ammonia (XIX. 6) 392.

Lonsdalei 392.

Caprotinen-(Requienien-)Kalk 387.

393. 394.

Caradocsandstein (Silur) 291. 292. Carraramarmor 191.

•o Carcharodon megalodon 452.

Gatopygus {Nucleolites) carinatus (XXI. 19) 399.

* Catskill-Gruppe (Ob. Devon) 303. 307. Gaudagalli-Sandstein (Devon) 303. Cellechowitz (Malm) 371.

Gellepora (264) globularis (XXVI. 31) 400. 449.

—    scripta (XXVI. 32).

—    tetragona (XXVI. 30). Cementmergel 205.

Cenoman = Cenomanien 390. 392 393. 396 ff.

Centroklinale Lagerung 223. Cephalaspis Lyelli (IV. 10) 299. Cephalopoden 265. 269. 285. 407 ff. Geratites binodosus (X. 3).

—    {Tirolites) cassianus (VIII. 10).

—    nodosxis (VIII. 24) 340.

Geratodus For ster i (IX. 9).

—    Kaupi (IX. 10) 340. 345. Ceratophycus 218.

Chlomeker Schichten (Kreide) 393.

399 ff.

Chlorit 150.

Chloritische Kreide 392.

Chloritoid 189.

Chloritschiefer 188.

Chondriten 260. 403. o Chondrites affinis 404. o — intricatus 404.

Chonetes striatella (II. 2).

Cidaris alata (X. 18).

—    clavigera (XXI. 7).

—    coronata (XVI. 12) 380.

Cima d’Asta-Masse 347.

Cincinnati-Korallenkalk (Silur) 291. Cinnamomum (261) lanceolatum

(XXIX. 6).

—    polymorphum (XXIX. 7).

Cipitkalk (Trias) 342.

Cipollin 189.

Cirripédien 267.

o Cladophyllia subdicliotoma 262. Clausilia pumila (XXVIII. 24) 488. Clavulina communis (XXVI. 29). o — Szaboi 419. 437 ff.

Clavulinen-Schichten (Oligocän) 437. Cleavage ( Gebirgsdrucks - Fältelung) (I. 1).

Clinton-Kalk (Silur) 291.

Clymenia (266) undulata (IV. 3). Clymenien 286.

I Clymenienkalk (Devon) 298 ff. 302. Clypeaster cf. acuminatus (XXVI. 35). Cnemidium (Cnemidiastrum) r otula. (XVI. 2).

Coal measures 322. o Coccolithen (Kokkolithen) 113. Coccosteus decipiens (IV. 9) 304.

— oblongus (IV. 12).

Cölenteraten 262.

Coeloptychium incisum (XXI. 2 u. 2 a), o Coloradoplateau 248. 393.

Comen, Fischschiefer von (Kreide)

393. 395.

o * Commentry (Karbon) 305. Compsognathus 380. 411.

Ceratops-Schichten (Kreide) 413. Ceratopyge-Kalk (Unteres Silur) 291. Ceratosaurus nasicornis 413. Cerithienschichten (Miocän) 418. 453. Cerithium (232) Basteroti 442.

—    disjunctum (XXVIII. 7) 456.

—    furcatum (XXII. 17).

—    giganteum 375. 377. 419. 425. 427.

—    hexagonum (XXV. 26) 425. 438.

—    lignitarum (XXVII. 19) 451.

—    margaritaceum (XXVI. 11) 433. 436. 438. 465.

—    pictum (XXVIII. 5) 445. 456 ff.

—    plicatum (XXVI. 9) 433.

—    rubiginosum (XXVIII. 6) 445. 456. — Simony i (XXII. 11).

—    tricarinatum (XXVI. 8).

—    trochleare (XXVI. 10).

—    variolare (XXII. 18). Cernays-Konglomerate (Paleocän) 424. Cervus dices (Elch, Elen) 491.

—    capreolus (Reh) 492.

-— elaphus (Hirsch) 489. o — megaceros ( = euryceros) (Riesenhirsch, Scheich) 491.

— Sedgwicki 469.

—    tarandus (Ren) 492.

Cetaceen 440.

Cetotherium 466.

* Cevennen (Jura) 367. Chablais-Überschiebung 428.

Ghaetetes capillaris (V. 2). Chalicotherium Goldfussi (XXX. 5). Chalk und Chalkmarl (Krei e) 392. Chama squamosa (XXV. 27) 426. Chamoisit 290.

Chara Stacheana (XXV. 1).

Characeen 260.

Chara-Kalk (Eocän) 406. 419. 430. Chazy-Kalk (Silur) 291.

Chelléen = Chelles-Stufe 492.

493. 503.

Chemische Zusammensetzung der Gesteine 167.

*    Chemnitz in Sachsen (Karbon, Rot

liegendes) 314. 326.

Chemung-Gruppe (Oberes Devon) 303. Chenopus (Aporrhais) tridadylus (XXVI. 13).

*    Cheviot Hills (Devon) 299.

Chiemsee (Moränensee) 108.

Chillesford-Schichten (Pliocän) 442.

495.

o China, Kohlenfelder 315 ff. Chirotherium-Fährten (VIII. 2) 340.

341.

7).

Comptonites antiquus (XXIV. 15).

* Comstockgang (C. Lode) 228 ff. Congeria banatica 460.

—    novorossica 461. panticapaea 461.

Partschi (XXVIII. 17) 460.

—    rhomboidea (XXVIII. 15) 460 ff.

—    (Dreissensia) simplex (XXVIII. 16). —- slavonica 460.

—    spathulata (XXVIII. 13) 460.

—    subcarinata ( = C. Rhodanica) (XXVIII. 14) 461.

—    svbglobosa (XXVIII. 11) 460.

—    triangularis (XXVIII. 12) 459. Congerienschichten ( Taf. XXVIII z. T. )

415. 443. 457 ff.

Conocephalites Sulzeri (I. 12). Conoclypeus conoideus (XXV. 33). Conularia grandis (I. 7).

Conularien 292.

Conus Dujardini 442.

—    ventricosus (XXVII. 14) 451.

Coral rag (Korallenkalk = Corallien,

Malm) 370. 371. 379.

Corbicula (Cyrena) nebrascensis (XXV.

—    -Schichten (Miocän) 441 ff.

G orbis lamellosa (XXV. 29) 425.

—- Mellingi 357.

Corbula alata (XVIII. 15).

—    Forbesi 381.

—    gibba (XXVII. 1) 448. inflexa (XVIII. 16) 381.

Rosthorni (X. 15) 358.

Cordaispermum Gutbieri (VI. 20). Cordaites (VI. 19. 21). 260.

Cornbrash (Dogger) 370. 371. Coronatus-Tone (Dogger) 370. 376. Coryphodon (Lophiodon) anthracoideum 418. 419. 424. 438.

—    dephantopus (XXX. 3).

—    -Fauna (Paleocän) 438.

Cosina-Schichten 393. 406. 419. 421. Crag (Pliocän) 442.

Crassatella sulcata (XXV. 28) 426. Credneria (261) Geinitziana (XXIV. 11) 393. 397. 400.

Creodontenfauna (Paleocän) 387. 419. 424.

Creuzot-Sandsteine (Perm) 322. Crinoideen 263.

Crinoidenkalk (Lias) 133. 205. 373. Crioceras capricornu 392.

—    (233) Duvali (XX. 8) 360. 392. 394. 407.

—    elegans 392.

—    (Ancyloceras) Matheroni (XX. 12). o Criophycus ramosus 218.

Cromagnon (Grabhöhlen) 493. 504. Cromer, Wälderschichte von (Prä-glazial) 442. 495.

Cromlechs (Steinkreise) 508. Crosaraschichten (Oligocän) 419. 436. Crustaceen 267.

CVypfoceras-Kalkmergel (Neokom ) 393. Cryptograptus-Schieier (Silur) 291. Cucuron, Mergel von (Pliocän) 442.463. Cuise (Eocän) 425.

Cultrijugatus- Schichten (Devon) 302. Cupressocrinus crassus (III. 11). Cuseler Schichten (Perm) 322.

Cuvierf-PIäner (Obere Kreide) 392. Cyathocrinus sp. (VII. 9). o Cyatholithen 113.

Cyathophyllum caespitosum (III. 6).

—    ceratites (III. 3).

—    hexagonum (III. 2).

Cycadeen 260. 336.

Cyclolites elliptica (XXI. 6) 403.

o Cylindrites 218.

Cypridina punctata, (XXVI. zw. II und 15).

-— serratostriata (IV. 6) 298. Cypridinenschiefer (Devon) 298. 302. Cyprina islandicoides 459.

Cyprinenton (Diluvium) 495.

Cypris granulosa (XVIII. 13) 391.

—    -Schiefer (Miocän) 435. 443. Cyrena intermedia (XXV. 10).

—    semistriata (XXVI. 3) 433. Cyrenenmergel (Oligocän) 418. 419.

433. 438.

Cyrtoceras (266) corbulatum (11. 9). Cystideenkalk (Silur) 291.

Cytherea incrassata (XXVI. 7). Czernahora (Perm) 323.

* o Czorsztiner Klippe 384. 385.

D.

Dachschiefer 199. 294. Dachsteinbivalven 360.

Daehsteinkalk 340. 359. 360.

Dacit 178.

Dadocrinus gracilis (VIII. 21) 340. Dalmanites socialis (I. 14) 292. Dalmatien (Trias) 352. o Dammriffe 134.

Dammseen 107.

Dampf quellen (Fumarolen) 52. Danaeopsis marantacea (IX, 18). Danien (Dan, Dänische Stufe) 392. 393. 401.

Daonella Lommeli (X. 9) 355.

— styriaca 364.

Darwin, Korallenrifftheorie 136. Daunstadium 493. 507.

Decapoden 266. 267.

Decken 219.

* Deckenschotter 481. 495. Deckschollen 239.

Deflation 124.

Deistersandstein (Untere Ki’eide) 390. 392.

Dekhantrapp 390.

Deklination 222. o Deltabildungen 100. 103. 106. o Dendriten 83. 85.

Denkmünzen derSchöpfungsgeschichte 259.

Dentalienton 370.

Dentalina elegans (XXVI. 28). Dentalium badense (XXVII. 26) 453. Denudation 70. 86 ff. 246. Denudationsgebirge 246. 250. Depressionen 245.

Descensionstheorie 83.

Deutsche Trias 341—346.

* Devon (Taf. I—IV) 296 ff. 299.

Diabas 173.

-Mandelsteine 173. 289 ff.

— -Schiefer 173.

-Porphyrit 175.

Diadema subungulare (XVI. 11). Diagonalschiehtung 126.

Dia] lag 148. 173.

Diatomaceen (Diatomeen) 113. 132.

212. 259. 435.

Diatremen 38.

Dibranchiaten 266.

Dicer as arietinum (XVI. 22) 379. Diceratenkalk (Malm) 379 ff. Diceratherium 440.

Diehtebestimmung 142. Dicotyledonen 261. 336.

Dictyonema 288.

—    (Dictyograptus)Scl\ieier (Kambrium) 288.

o Dicynodon lacerticeps 333. 340. 344 411.

Didelphys 425. 439.

Didymograptus Murchisoni (I. 22). Dienten (Silur) 291.

Diestien (Pliocän) 442.

Diluviale Säugetiere 490.

— Seen 497.

— Stufen 494. 495.

⁼ Diluvialterrassen 92.

Diluvium 415. 473 ff.

Dinantien (Karbon) 322.

Dinarisches Gebirge (Dinariden) 240. 348 ff.

Dinoceras (mirabile ü intatherium) (XXX. 10) 438.

Dinoceratenfauna (Eocän) 419. Dinornis 500. o Dinosaurier 391. 412. o Dinothérium 466.

—    bavaricum 466.

-    Guvieri 466.

giganteum (XXX. 4 und 4 a) 432. 442. 443. 468.

—    laevius 468.

Diorit 172.

—    -Gneis 185.

—    -Porphyrit 175.

Diospyros 261.

Diphyenkalk (Malm) 371. 382. Diplodocus Carnegiei 413.

Diplodus (Orthacanthus) (VIT. 6). 312. Diplograptus palmeus (I. 21).

Diplopora (Gyroporella) annulata (X. 19) 356.

—- triasina 356.    »

—    vesiculifera (XL 16) 360. Diplothmema alatum (VI. 18).

—- obtusifolium (VI. 17).

Dipnoer 304.

Diprotodon 500. o Diskolithen 113.

* Diskordanz 223 ff.

Dislokation 68. 220. 222.

Di troit 171.

Dogger 337. 376—378.

Echerntal (Trias, Jura) 359. Dolgelly-Schichten (Kambrium) 288. ; Echidna Ramsayi 500 o Dolinen 76. 79.    Echinobrissus scutatus (X VI. 13).

Dolmen (Tischsteine) 608.    Echinoideen 264.

Dolomit 191. 193. 202.

Dolomitisierung 203.

Dom, Dôme 45. 47.

Domvulkane 35. 47.

*    Ilonau 101. 104. 105,

*    Donau-Odenwald (Trias, Jura) 338. j Edelsteine 271. Donauwasser 75.

Donetz-Becken 306. 315. 332.

*    „Doppelfalte“, Glarner 238. 241.

Dory cor daites (VI. 19 und 21).

Dosinienschichten (Mio-Pliocän) 443.

461.

Dolerit 182.

* Dosso Alto (Trias) 354.

Downtonian (Silur) 291.

Drauzug 348.

Dreissensia polymorpha 461. Dromatherium 414.

Druckbreccien 196.

Druckfestigkeit 164.

Druckwirkungen 25. 26.

Drumlin 479.

Drumlinlandschaften 479. o Drusenräume 85.

Dr y as octopetala 497.

— -Zeit (Diluvium) 497. Dryophyllum (Quer eus) primordiale (XXIV. 16).

Dryopithecus 505.

Duckstein 180. 202. o Dünen 125 ff.

Dünnschliffe 145.

Dunit 174.

Durchbruchstäler 89.

Durchgreifender Gesteinsverband 229. Durchschlagsröhren 38. Durchschmelzung 38. o Dutenmergel 217 ff. Dwyka-Konglomerat (Perm) 334. Ilyas Permformation 324—335. Dynamische Geologie 28—138, Dynamometamorphismusl69.187.200. Dysodil (Papier-, Blätterkohle) 209. 433.

E.

Ebbe und Flut 109. Ebersdorf (Devon) 303.

Echinodermen 133. 263.

Echinosphäritenkalk (Silur) 291.

Echinosphaerites (264) aurantium (I. 5). Echinus (Glypticus) hieroglyphicus

(XVI. 10).

! Egerer Becken (Oligocän) 435 ff.

Eggenburger Schichten (Miocän) 443. I 449.

Eibiswald (Miocän) 443. 467. Eichkogel (Pliocän) 414. 443.

*    Eifel (Devon) 296. 301.

Eifel-Stufe (Devon) 301. 302. Eimbeckhäuser Plattenkalk ( Malm)

370. 381.

Einbrüche im griech. Archipel 470. Einfallen, rechtsinniges 226 ff.

*    o — widersinniges 226 ff.

*    Einfaltung 236.

Eintiefungsseen 107.

Eis 114. 475.

Eisbarrieren 123.

o Eisberge 123.

Eisen, gediegenes 181.

*    Eisenach (Dyas) 326.

Eisenbakterien 83. 214.

Eisenglimmerschiefer 188. Eisenoolith 204. 291. 370. Eisensäuerling 76.

Eisenspat 193.

Eisenzeit 509.

Eiserner Hut 84.

Eisernes Tor der Donau 91. Eisfelder 114.

Eishöhlen 114.

Eiskalotte 123.

Eisseen 107. o Eistische 119.

Eiszeit, karbone 280. 334. 500.

—    in Nordamerika 490 ff. Eiszeiten 500.

—    in den Alpen 473 ff. 481.

—    Erklärung der 500 ff. Eklogit 188 ff.

Eläolith 150.

Eläolithsyenit 171.

Elbing (Diluvium) 495.

10).

Erde, Dichte 11.

— Entstehung 510.

— Entwicklungsgeschichte 256 ff.

— Gestalt 10.

— Größe 10.

o Erdbeben (s. auch Beben) 56—64. o — von Charleston 57. 62. o — von Tokio 58. 59. Erdbebenbrücken (Erdbebeninseln) 62. Erdbebenfluten 63. 109. î Erdbebenherd 56.

Erd bebenlinie, niederöst erreichisehe 448.

o Erdbebenmesser 27. 58. Erdbebenperioden 59. Erdbebenschwärme 60. o Erdbebenspalten 61—63. Erdbebenstatistik 64.

Erdfälle 76.

Erdiger Kalkstein 205.

Erdinneres, Erdkern 13. 24—27. Erdkunde, Einteilung der 1.

Erdöl 212. 307.

Erdpech 212. o Erdpyramiden 86. 87.

Erdrinde, -kruste 21. 26. Ergußgesteine, vulkanische 140. Erhebungen, höchste 21.

Ernstbrunn (Juraklippenberg) 383. Erosion 70. 86. o Erosionsgebirge 250.

* Erosionstäler 86. 91 ff. o Erratische Blöcke 122. 477.

Erstarrungskruste 185. o Eruptionen, vulkanische 40 ff.

J Eruptivgesteine 140.

Eruptivgneis 185.

Ervilia podolica (XX VIII. 3) 456.

*    o Erzberg bei Eisenerz 192.

*    — von Hüttenberg (Archaische Per.)

270.

o Erzgänge 82 ff. 228 ff. 270.

*    Erzgebirge (Archaische Per.) 272.

o Erzlagerstätten 82. 83. 228 ff. 270. 317. 355. 356.

Eschara 264.

Eschweiler-Worm-Revier (Karbon )

322.

Esinokalk (Trias) 356.

Esker 479.

Essexit 183.

Elen (Elch) 491.

Elephas (Euelephas) antiquus (XXX. 15) 469. 477. 489.

Clifti 469.

—    melitensis 490.

(Loxodon) meridionalis (XXX. 14) 442. 469. 490.

{Euelephas) primigenius (XXX. 13) 469. 484. 488 ff. 497 ff.

—    trogontherii 490. 497.

Ellgother Schichten (Kreide) 393. 405. j Ellipsocephalus Hoffi (I. 13).

* Elsaß-Lothringen (Trias) 343.

Eltonsee 20.

Emscher Mergel (Obere Kreide) 392. 393. 399. 401.

Encrinus liliiformis (VIII. 20) 344. o Endmoräne 120.

Engelhardtia (261) Brongniarti (XXIX.

Engisheim (Menschenreste) 504.

*    Englisches Devon, normale Entwick

lung 302.

*    — Devon, Old Red-Entwicklung 302.

*    — Mesozoikum 336 ff.

*    — Silur 292.

Enstatit 148.

Entwaldung, Folgen der 96. Entwicklungsgeschichte der Erde 256. Enzesfelder Kalke (Lias) 371. 372. Eocän (Taf. XXV) 415 ff. 425. Eolithen 503.

Eophyton 288.

— -Sandsteine (Kambrium) 288. o Eozcon canadense 276. 277.

Ephemere Seen 108.

Epigenetische Täler 91 ff.

Epihippus 439.

-Fauna (Oligocän) 419.

Epizentrum, Erdbeben- 56. Eplacentalia, älteste 337. 345. Eppelsheim (Pliocän) 442. Equisetaceen 260.

Equisetum arenaceum (IX. 16) 345.

— columnare 357.

Equus cabattus (XXX. 21).

—- mosbachensis 492.

—- Stenonis 469.

Erbsenstein 204. o Erdabrutschung 102.

Erde 10.

393.

Estheria (340) minuta (IX. 14). Etroeungt (Karbon) 322. „Etschbucht“ 347.

Euganeen 180.

Eugeniacrinus nutans (XVI. 7). Euomphalus (Straparollus) pentangulus

(V. 14).

Eurypterus pygmaeus (II. 18) 267. 291. — -Schichten (Silur) 291.

Eustatische Bewegungen 417. Evorsion 107.

Exogyra aquila (XIX. 9).

— columba (XXI. 20) 397.

Couloni ( = sinuata) (XIX. 8) 391.

hcdiotoidea (XXI. 21).

— lateralis (XXI. 23).

- virgula (XVI. 21) 370. 379. Exogyrensand stein (Krei e) 399. Exotische Blöcke (Flyschregion) 428. Explosionskrater 38.

F.

*    Fächerfalten 235.

*    Fächerstellung 223.

e Fährteneindrücke 217 ff.

Fagus (Buche) 261.

Falkenauer Becken (Oligocän) 435.

(Miocän) 443.

Fallen 221.

Falte 223. 232. 233.

Faltengebirge (Faltungsgebirge) 234. 252.

Faltenüberschiebung 234.

*    Faluns (von Bazas, Léognan, Salles,

Saucats [Miocän], Dixmerie [Plio-cän]) 418. 436. 442. 444. Famennien, Famenne-Stufe (Devon) 302.

Farne 260. 284.

Farnzone (Karbon) 319.

Faserkohle ( = Rußkohle) 208. Fasertorf 211.

Fastebene 86. 248.

Faulschlamm 324.

Faultiere 499.

Fauna 128.

Faustkeile (Fäustel) 503.

Faxekalke (Obere Kreide) 392. 401. Faziesunterschied 258.

Feldspate 148. 152. 155.

Felis leo 493.

-— pardus 489.

-—- spelaea 489 ff.

—    turnauensis 467.

Felsengebirge, Bau desselben 253.

o Felsenmeere 171.

Felsitfels 175.

Felsitporphyr 175. o Felsterrassen 92.

Fels wüste 124.

Fenestella retiformis (VII. 8). „Fenster“ 240.

Ferdinandea, vulkanische Insel 39. o Fernbeben 58.

Ferretto (eisenschüssiger Ton) 483. Festländer 21, im Silur 296, im Devon 304, im Karbon 321, im Tertiär 418. 471.

o —? Querschnitte der 16.

Festigkeit der Gesteine 163. Festlandshöhen, mittlere 21. Fettkohle 208.

Feuerbeständigkeit der Gesteine 168. Feuersteine 201. 392.

—    von Thenay 503.

Ficus (261) Réussi (XXIX. 8).

* Finnland-Schweden (Grundgebirge, Kambrium, Silur) 287.

Firn 115.

Firneis 115.

Firnfelder (-meere) 115.

Fische 267 ff. 280.

Fischschiefer von Raibl (Trias) 340. 356 ff., Untere Kreide von Comen 393. 395, v. Hakel (Obere Kreide) 406, im Oligocän 419. 437.

Fjorde 65.

Flabellaria (260) longirhachis (XXIX.

12).

Flabeilum cuneatum (XXVI. 33) 263. Flachküsten 110.

Flachmeerbildungen 113.

Flachufer 96. o Fladenlava 32.

Flammkohle 208. 310.

Flammenmergel (Untere Kreide) 205. 392.

Fleckenkalkmergel, Fleckenmergel (Lias) 371. 373.

* Flexur 232 ff.

Flexurschollengebirge 252.

Flöhaer Kohlenbecken (Karbon) 323. Flöz 215.

Flözgebirge 280.

Flora 128.

o Flüssigkeitseinsehlüsse 157. o Flugsaurier (XVIII. 5) 410 ff. o Fluidal-(Fluktuations-)Struktur 157. o Flußablenkungen und -Verschiebungen 105 ff. 126.

Flußwasser 75.

Fluthöhe 109.

Fluviatile Bildungen 107. Fluviomarine Bildungen 107.

Flysch, eocäner 420. 427.

,,Flyschf ücoid en ■‘ 403.

Flyschmęrgel und -Sandstein (Kreide) 393. 403.

Folkestone, Schichten von ( Kreide)392. Fontainebleau, Sandsteine von (Oli-gocän) 418. 432.

Foraminiferen 113. 133. 261. 284. 354. 425 ff.

Forest bed (Präglacial) 495.

Formation (stratigraphischer Begriff) 243.

Fortpflanzungsgeschwindigkeit der Erdbeben 58. 59.

Fossilien 129 ff.

* Fränkischer Jura 365 ff. Frankenberger Kornähren (VII. 4) 328.

Frasne (Devon) 303. o Freiberger Erzrevier 230 ff.

Freiburger Alpen 428. Freikronblätterige Pflanzen 261. Friedecker Schichten (Kreide) 393. 405.

Friedrichshaller Kalk (Trias) 344. Frohnstätten (Eocän) 432. Frostbeständigkeit 164 ff.

Frostwirkung 79. 164.

Fruchtschiefer 184. 189.

Fucoiden 260. 403.

Fucoidensandsteine 288.

Fünfkirchen (Lias) 371. 373.

Fullers Earth (Jura) 371.

Fumarolen 47. 52. o * Funafuti (Korallenriffinsel) 137.

Fusulina (284) cylindrica (V. 1). o — (Schu-agerina) Hoeferi 331 332.

Fusulinenkalk (Karbon) 317. 323. F mus longirostris (XXVII. 17) 453.

G.

Gabbrogesteine 173.

Gänge 34. 83 ff. 228.

Gagat 208.

*    Gailtaler Gebirge 320. 347 ff.

— Schichten (Karbon) 323. Gainfamer Mergel (Miocän) 443. 452. Galerites vulgaris (XXI. 15). Gangbildungen 84.

Ganggranit 168. o Gangverwerfung 242.

Ganoiden ( Schmelzschupper) 286. 313. Garbenschiefer 189.

Gargasmergel (Neokom) 392. 393.

*    Gartnerkofel (Karnische Alpen) 330. o Gaseinschlüsse 154. 157.

Gaskern der Erde 27.

Gaskohle (Plattelkohle) 313. Gastropoden 265. o Gastrioceras Zitteli 333.

Gauderndorfer Schichten (Miocän) 443. 448.

Gault (Untere Kreide) 392. 393. Gavialosuchus eggenburgensis 449. Gebirgsarten 139 ff., siehe Gesteine. Gebirgsbau 215 ff. 244 ff. Gebirgsbildung 68. 414. 471 ff. Gebirgsfeuchtigkeit 15. 72. Gebirgsgranit 168.

Gebirgsschutt 94. 194. Gedinneschichten (Devon) 297. 302. Gefälle 101.

o Gefaltete kristallinische Schiefer 237.

Gefrierpunkt des Wassers 20. o Gehängeschuttrutschung 102.

Gehrener Schichten (Dyas) 323. 324. Geinilzia cretacea (= Sequoia Reichen-bachi) (XXIV. 12). o Geiser (Geyser, Geysir) 51—55. o Gekritzte Geschiebe 117. 195. 316. Gekröselava 32.

Gelenkquarz 188.

Gelocus Laubei 434.

Gemengteile, unwesentliche (akzessorische) 141.

— wesentliche 141.

Geneseeschiefer (Devon) 303.

\2

Geoantiklinalen, Geosynklinalen 70. Geoden 157.

Geoido 10.

Geoisothermen 22. 23.

Geometrische Formen der Erde 68. Georgen sgmünder Kalk (Miocän) 442. Georgia-Gruppe (Kambrium) 288. Geotektonik 215. 244.

* Geothermische Tiefenstute 22. 275. Gerolle 95. 111. 194.

Gervillia costata (VIII. 11).

—    inflata 362.

—- (Bakewellia) keratophaga (VII. 18).

—    praecursor 345.

—    socialis (VIII. 12) 341.

—    (Avicula) subcostata (VIII. 5). Geschichte der Geologie 2—7. Geschiebe 95. 102. 194.

o Geschwindigkeit der Flüsse 100.

—    der Meeresströmungen 109. Gesteine, einfache (gleichartige) 139.

-    gemengte kristallinische (ungleichartige) 139.

-    klastische (Trümmer-) 139. 194.

-    minerogene (kristallinische) 139.

-    phytogene 140. 207 ff.

-    zoogene 140. 202 ff. Gesteinsanalyse, mikroskopische 142 ff. Gesteinsgrus 94. 194.

Gewölbeschenkel 223.

Gezeiten 109.

Gießhübl bei Wien (Lias und Jura) 371. 374. 382.

Gigant eus - Tone (Dogger) 370. Gigantostraken 267.

Gipfelkrater 28.

! Gips 192.

Gipskeuper 340. 345.

,, Gipsschlotten“ 77. 329.

Givét-Stufe (Devon) 303. o Glazialabscheuerung 119. 120. Glazialzeit 122. 124. 279. 475 ff. Glanzkohle (Pechkohle) 208. 209. Glarus, Fischschiefer von 437. Glasartige Ausbildung der Gesteine 181.

Glasartige Einschlüsse 157.

* Glatzer Karbon 306.

Glaukonit 198.

Glaukonit-Kalk und -Sand 291. 393. o Gletscher 115 ff.

Gletscher, Höhengrenze der 473 ff. o —- Schwankungen der 122.

—- tote 475.

— Vorstöße der 494.

Gletscherbach 117.

Gletschereis 115.

Gletscherfälle 116. o Gletschergarten 90. 479.

Gletscher kreide 117.

Gletschermühlen 117. Gletscherschlamm 117. o Gletscherschliff 119. 479.

Gletscherschwankungen 122. o Gletscherspalten 116. o Gletschertisch 119. o Gletschertor 117.

Glimmer 150.

—    -Diorit 173.

—    -Schiefer 188.

—    -Syenit 171.

Globigerina bulloides (XXVI. 19). Globigerinenschlamm 113. 133. 258. Glossopteris - Fa zies 316. o — indica 316.

Glyphioceras (GoniaMtes) sphaericus (V. 15).

Glypticus (Echinus)    hieroglyphicus

(XVI. 10).

Glyptodon 499.

Gneis 185 ff.

Gneisglimmerschiefer 187.

Gneisgranit 186. 278.

Godula-Sandstein (Kreide) 393. 405. Göriach, Säugetierfauüa von 467.

* o Goldlagerstätten im Karbon (Wit-watersrand) 317. o — im Silur 295.

Goldlauterer Schichten (Dyas) 323. 325.

o Goldseife 195.

Gomberto-Schichten (Oligocän) 436. Gomphoceras bohemicum (II. 14). Gondwanaland 257.

—    Formation (Perm) 334. Goniatitenkalk (Devon) 298. 302.

—    Schiefer (Devon) 298.

Goniatiten 286.

Goniatites (Manticoceras) intumescens

(IV. 1).

—    (Tornoceras) simplex (IV. 2).

—    (Glyphioceras) sphaericus (V. 15).

*    Gosauf ormation (obere Kreide) 387.

393. 403.

Gotlandium (Silur) 291.

Gotlandkalk (Silur) 291.

*    Graben 67. 228. 251.

Grabenbildung 251.

Grabenbrueh 251.

o Grnmmysia hamiltonensis 301.

Gran (Eocän) 419. 430. o Granat 150. 154.

Granatfcls 395.

Grand (Grundmoränenmaterial) 479. o Grand Canon 84 ff. o Granit 158. 168.

Granitgänge 232.

Granitgneis 186.

Grani tische Gesteine 168.

Granitit 169.

Granitporphyr 175.

Grano phyr 175.

Grahulit 187.

Graphit 130. 192. 276.

Graphitgneis 186,

* Graphitlager 272.

Graphitschiefer 192. o Graph oglyphen 218.

Graptolithen 263. 284 (I. 20—24). i Graptolithenschiefer (Silur) 291. 293. Graue Kalke (Lias) 374.

Grauerden 95.

Grauwacken 197.

Grazer Bucht (Silur, Devon) 291. 301. 303.

Great (Bath) Oolite (Dogger) 371. 376. Greben (Dogger-Oolithe) 377.

Green River-Schichten (Eocän) 419. o Greifenstein (Nummuliten-Formation) 419. 420.

Greisen 171. 185.

„Greisenaiter der Talsysteme“ 86. Grenzdolomit (Trias) 340.

Grenzphyllit (Grazer Bucht) 291. Grestener Schichten (Lias) 371. 373. Grezzoni (Carrarakalk) 363. Griechenland (Trias) 363.

Griffelschiefer 199.

Griffithides (Phillipsia) globiceps (V.

17).

Grinzinger Mergel (Miocän) 443. 452. Grobkalk (von Paris) 206. 418. 425,

—- von Wien 451.

Grodischter Schichten (Kreide) 393. 405.

Grödener Sandstein (Perm) 323. 331. * Grödener Tal und Schiern in Süd-tirol (Trias) 353.

Groß britannische Kohlenfelder 307 ff. Grubengas 130.

Grüner Porphyr 175.

Grünes Kreuz in Groß-Wien (Miocän) 451.

Grünlandmoore 211.

Grünsand (Kreide) 197. 392. 393. 399. Grünschiefer 173. 189.

Grünschlamm 113. 198.

Grünsteine 173.

Grünsteintrachyt 178.

Gründer Schichten (Miocän) 443. 450 Grundgebirge 270.

Grundmasse 156.

Grundmoräne 119. 479.

Grund moränenseen 107. 108.

Grundwasser 72.

Grus (Granit-, Dolomit-) 194. Gryphaea arcuata (XII. 14) 369. 371. — vesicularis (XXI. 24). Gschnitzstadium 493. 506. o Guano 206.

Gudenushöhle 506.

Gtinz-Vergletscherung 4S2. 495. Gutensteiner Kalk (Trias) 340. 355. Guttaring, Kärnten (Eocän) 419. 426. Gymnospermen 260.

Gyroceras alatum (II. 12).

Gyroporella {Diplopora) annulata (X. 19) 356.

— (Diplopora) triasina 356.

—- (Diplopora) vesiculifera (XL 16) 360.

Gyroporellenfazies 133. 214. 340. 356. 360.

Gyroporellenriffe 340. 360.

H.

Hälleflinta 186. Hängegletscher 117. Hämatit 192.

Häring (Oligocän) 419. 437. Härtegrad des Wassers 74. Härteuntersuchung 162. Haffbildung 108.

Helvetien = Helvetische Stufe 442. 445.

Helvetische Stufe (Diluvium) 495. Hemipelagische Bildungen 113. Hemipneustes radiatus (XXI. 18) 387.

401.

Hennegau (Kohlenbecken) 322. Heraklea (Karbon) 316.

Hercyn (Devon) 299.

Hercynische Gneisformation 278.

*    — Masse 254.

Hernalser Tegel (Miocäri) 456. Hersumer Schichten (Malm) 370. Hesperornis regalis (XXIV. 7 und 7 a) 413.

Heßberg (Trias) 341.

Heterocer as polyplocum (XXIII. 7). Heteromyarier 265.

Hexactinelliden 262.

Hexakorallen 263.

Hierlatzkalke (Lias) 371. 373. o Hieroglyphen 217 ff. 393.

Hils (Kreide) 391—393.

Himalaja, Bau des 253, 363. Himalaja-Vergletscherung 473. o Hinkels-Maar 37.

Hippopotamus major 469. Hippotherium cf. antilopinum 469.

— (Hipparion) gracile (XXX. 20) 443. 468.

Hippuritenkalk (Kreide) 337. 393. Hippurites cornu, vaccinum (XXII. 1)

402.

Historische Geologie 256.

Hluboceper Schiefer (Hercyn) 300. 303.

Hochgebirge 249.

Hochländer 244 ff.

Hochlantschkalk bei Graz (Devon) 303. Hochquellen, Wiener 75.

Hochschnee 115. Hoehterrassenschotter 494. o Hochwasserterrassen 92.

Höhe der Festländer 21. Höhlenbildung 76 ff.

Höhlenforschung 78.

Höhlenlehm (Diluvium) 489.

*    Höttinger Graben (Diluvium) 483. Hof (Bergkalk) 323.

Hója (Oligocän) 419. 438.

Holaster planus 392.

Hainichen-Chemnitz (Karbon) 323.    ;

Halbebene 86. o Halimeda Saportae 218.

Halitherium Schinzi (XXX. 1) 418. 432. 449.

Haller Salzberg (Trias) 355.

*    Hallstätter Kalk (Trias) 340. 357.

*    — Salzstock 342.

Hallstattpeiiode 509.

Halobia rugosa (X. 10) 340. 357. Halobienschiefer (Trias) 357. Hamilton-Gruppe (Devon) 303. Hamile3 binodosus 405.

—    rotundas (XX. 10) 396.

—    Yvani 394. 405.

Han Bulog (Muschelkalk) 362. Hangendes 215.

*    Hannover (Mesozoische Schichten

reihe) 338.

Harnisch = Spiegel 225.

Harpes venulosus (I. 17).

Haselgebirge 342.

Hastingssande (Wealden) 388. 392. Haufen (Sandbänke der Donau) 103—105.

o Hauptbeben 58. 59. Haupt-Dachsteinkalk (Trias) 340. Haupt-Dolomit (Trias) 340. 359. Haupt-Muschelkalk (Trias) 340. Hauptstörungslinien (Ostalpen) 349.

**• Haute-Marne (Kreide) 388.

Hauterive-Stufe = Hauterivien 392.

393 ff.

Hauyn 150.

Hauynbasalt 183.

Hauynophyr 183.

Headon-Schichten (Paläogen) 418. Hebungen des Bodens 64 ff. 124. 470 ff. Hebung der Flußsohle 105.

Heersien (Paläogen) 418.

Heiligenkreuz-Schichten (Trias) 358 ff. o Heiligenstadt (Sarmat) 455 (Löß) 487. Heiße Quellen 53—55.

Helder berg-Gruppe (Devon) 303. Helgoland 110.

Heliolites (263) Barrandei 303.

—    porosa (III. 7) 298.

Helix arbustorum (XXVIII. 28).

—    hispida (XXVIII. 25) 488.

Helladotherium 468.

o Helminthoidea labyrinthica 402.

Iberger Kalk (Devon) 298. 302. Iberg-Klippen (Schwyz) 428. Ichthyornis 268. 413. o Ichthyosaurus (XVIII. 2. 3) 371. 372. 374. 377. 410.

—    communis (XVIII. 1).

Idria (Lagerschiefer, Trias) 355. Iguanodon (XXIV. 6) 376. 390. 392. 413.

—    bernissartensis (XXIV. 5 und 5 a) 413.

— Mant dli (XXIV. 5 b).

Illaenus crassicauda (I. 16).

— Katzeri 292.

Illinois (Karbon) 323.

Imatrasteine 201.

Impressa-Tone (Malm) 370. 379. Inferior-Oolithe (Dogger) 370. 37H. Infiltration des Wassers 71 ff. „Infusorienerde“ 132. 214.

Injektion 184 ff.

Inlandseis 123.

Inoceramen 393.

Inoceramus Brongniarti (XXII. 6) 392. 399.

— Cripsi (XXII. 8) 393. 403.

—    Cuvier i (XXII. 7) 392. 399.

—    Haueri 404.

—    labiatus ( = mytiloides) (XXII. 5) 392. 398 ff. 400.

—    lobatus 392.

—    salisburgensis 404.

—    sulcatus (XIX. 12).

Insekten (267) im Karbon 318.

—    im Bernstein 434.

Öningen (Miocän) 445.

Insektenmergel (Miocän) 443.

* Inselberge 248. o Inseln, hohe 134. o Inseln, niedere 67. 136.

Inselvulkane 39.

Holopella (,,Rissoa“) alpina (XL 12) 360.

Holoptychius nobilissimus (IV. 7). Holz 130.

Homalonotus armatus (IV. 5).

—    -Schichten (Devon) 302.

Homo heidelbergensis 492.

Homo (tristis) diluvii testis ( = Andrias Scheuchzeri) (XXIX. 1) 445. Homoscisten 56. o Hornblende 148. 153. 155.

—    -Gneis 186.

--Porphyrit 175.

—    -Schiefer 188.

Horner Schichten (Miocän) 448 ff. Hornfels 184.

Hornsteine 201.

*    Horst 228. 251.

Hudsonschiefer (Silur) 291. Hüllschiefer (Klippenhülle) 383. Hünengräber (Hünenbetten) 508.

*    Hüttenberger Erzberg in Kärnten

(Archaisch) 270.

Humboldtgletscher 123.

Humide Böden 95.

Humphriesianus-Schichten 370. 376. Humusböden 95.

Hundorf-Teplitzer Schichten (Obere Kreide) 393. 399.

Hundsheim (Diluvialfauna) 489. Hunsrückschiefer (Devon) 302. Huronisches System 277.

Hut, eiserner 84.

Hvitabildungen (Diluvium) 495. Hyaemoschus 467.

Hyaena hipparionum 468.

— spelaea 489 ff.

Hyaenodon 439.

Hyaline Gesteine 175.

Hybodus plicatilis (IX. 6). Hydratisierung 79.

Hydraulischer Mergel und Kalk 205. 300.

Hydromedusen 263.

Hydrosphäre 15.

Hydrostatisches Gleichgewicht 18. Hymenaea primigenia (XXIV. zwischen 11 und 14).

Hyopotamus 440. 449.

Hyotherium (413) Sömmeringi 432. o Hypersthen 148. 153.

Hypersthenit 173.

Hypozentrum 56. 62. o Hypsographische Kurve 17.

H yracotherium 438. 467.

Hysterolitlies vulvarius ( = Orthis stria-tula) (III. 12).

Hystrix cristata 489.

I.

von

65.

440.

462.

Lnsolation 22. 79. 124.

Instantané Hebungen und Senkungen

o Interferenzbilder 147.

--Farben 146.

Interglazialzeiten 475.

Intrusion 184.

Intumescens-Kalk (Devon) 302.

*    Inundationsterrasse 92.

Inzersdorfer Tegel (Pliocän) 459.

o Irrblöcke 123. 477. o Isastraea Gümbeli 262.

—- (Astraea) helianthoides (XVI. 4) 380. Iserschichten (Obere Kreide) 393. 399. Ismid (Trias) 363.

Isobasen 66.

Isocardia cor 442.

*    Isoklinale Falten 235.

Isoklinaltal 89.

Isomyarier 265.

Isoseisten 56.

Isostasie 67. 70.

Isotrope Medien 145.

Istebner Schichten (Kreide) 393. 405. Isthmus von Auckland 48.

*    Istrien, nördliches (Tertiär) 352. 421. Itacolumit 188. 197.

Ivrea (Moränen-Amphitheater) 483.

J.

Janira (Pecten, Vola) aequicostata 398.

—    digitalis (XXI. 27) 398.

—    (Pecten, Vola) quinquecostata (XXI. 26) 398.

Jasmund (Diluvium) 495. o Jaworki-Klippen 383. 385. Jekaterinoslaw (Oligocän) 419. 432. Jet 208.

Jeweschicht (Silur) 291.

John Day-Schichten (Kreide) 419.

—    (Miocän) 443.

Jowa (Karbon) 323. Judicarien-Bruchlinie 347.

—    (Muschelkalk) 340.

Juraformation 337. 365 ff. (Taf. XII

bis XVIII. XXIV). o * Juraklippenberge 383. Juraprovinzen 366 ff.

Jurensis-M-ergel (Lias) 370. 374.

K.

Kälteperioden 500 ff.

Känozoische Periode 414 ff. Kahlebergschichten (Devon) 302. Kahlschläge 81.

Kainit 329.

o Kalben der Gletscher 121. 123. Kaledonisches Gebirgssystem 254. Kalifornien (Trias) 365.

Kalk, dolomitischer 202. o — kristallinischer 189.    /

Kalkalgen 113.

Kalkalpen 349 ff.

Kalk glimmerschief er 188 ff. Kalkmergel 203.

Kalkoolith 203.

Kalkphyllit 189.

Kalksburg bei Wien (Lias) 372. Kalkschlammgesteine 113. 199. 380. o Kalksinter 55. 81. 191. 200. o — -Terrassen 55.

Kalkspat (Calcit) 193.

Kalkstein, dichter 202. Kalksteinbildung 133. o Kalksteinhöhlen 77 ff.

Kalktuff 81. 191. 493 (Taubach). Kalkwässer 76.

* Kaltwassertuffe (Trias) 357. Kambrium (Taf. I). 286 ff.

Karnes 479. 494.

Kamyschburun, Mergel von (Pliocän)

Kannelkohle (Cannelkohle) 208. o Kantengeschiebe 125.

Kant-Laplacesche Theorie 510 ff. Kaolin 198.

Kaolinisierung 149.

Kapformation 316.

*    Karawanken 348.

Karbonate, rhomboedrische 193. Karbonflora 318.

Karbonformation 304 ff. 322. 323 (Taf. V. VI).

Karlsbad 75.

o Karlsbader Zwillinge 155. o Karlseisfeld 120.

*    Karnische Alpen (Karbon) 301. 303.

320. 330.

Karnische Stufe (Trias) 340. 356. Karpathensandstein 420.

Übersehie-

=t= o —-

Karpathische Fazies 361. o Karrenfelder 76—80. 479.

« Karruformation 317. 333.

Karseen 107. o Karstszenerien 78 ff.

Karten, geologische 244.

*    Karwin (Karbon) 310 ff.

Kasan-Engen der Donau 91. Kataklas-Struktur 160 169. Katarakte 88.

Katavothren 77.

*    Kaukasus, Bau des 253. 254. 363. Kegelgebirge 250.

Kelheimer Korallenriff kalke 370. 380. Kellaway 370. 371.

Kellerwald (Silur) 294.

Kempten, Blättersandstein 442.

<> Kerkagebiet, unteres 395.

Kertsch, Kalke von (Neogen) 461.

— Tone von (Neogen) 443. o Kesselbrüche 231 ff.

Kesselkrater 38.

Kettengebirge 70. 249. 252.

—, Bildung derselben 471 ff. o Kettengebirgsregionen 69.

Keuper 303 ff. 337. 340. 344. Keweenawan-Formation (Algonkium) 279.

Kies 102.

© Kiesbänke, das Wandern der 103 ff. Kieselgur 132. 214. 259.

Kieselschiefer 190. 322.

Kieselsinter 52 ff. 132. o — -Terrassen 53 ff.

Kieselwässer 76.    j

Kieserit 329.

Kieslingwalder Schichten (Kreide) 393. 400.

Kieswüste 124.

Kiew (Eocän) 419.

Kikelhahnporphyr 326.

Kimmeridge = Kimméridgien 370. 371. 379.

Kirchberg, Molasse von (Miocän) 412. Kirgisensteppe (Trias) 363. Kjökkenmöddings 507 ff.

* Kladno - Schlan - Rakonitzer Becken (Karbon) 311 ff. 323.

Klärbecken 103.

© Klammen 88 ff.

Klastische Gesteine 95. 194 ff.

Klausenburg (Eocän) 419. Klausschichten (Jura) 371. 377. Klein-Zeller Tegel (Oligocän) 419. 437. Klima der paläozoischen Ära 281. Klimaänderungen, diluviale 473.

! Klimaschwankungen 122.

Klimatische Zonen und Provinzen 128.

—    im Jura 366 ff., in der Kreide 387. Klimazonen im Tertiär 416.

o Klingstein (Phonolith) 177 ff. Klippenberge 248.

Klippendecken 240.

* Klippen des Lutowatales in N.-Ungarn (Jural 384.

o * —- von Czorsztyn in W.- Galizien (Jura) 371. 384. o — von Jaworki 385.

—    (Juraklippen) 248. 371. 383. Kloake, schwäbische (Rhät) 345. Klüfte, Verwerfungs

bungs- 227.

Knallgebirge 164.

Kniefalte 233.

Knochenbreecie 197. 206. 489. Knochenhöhlen 489.

Knollenkalk (Hercyn) 300. 303. Knotenschiefer 184.

Koblenz-Stufe (Devon) 302. o Kochbrunnen ( Geiser) 50. 54. Königshofer Schichten (Silur) 291 ff. Königwalder Schichten (Kreide) 399. Kössener Fazies 361.

— Schichten (Trias) 340. 360 ff. Kohlen 132. 207 ff. 304 ff. 322. 323.

*    Kohlenfelder (Böhmen) 311 ff. o— (China) 315.

*    — (Deutschland) 306 ff.

(England) 308.

*    o —- (Nordamerika) 307.

(Oberschlesien) 308 ff.

( Ostrau-Karwin) 310.

— (Rußland) 315.

Kohlenflöze 207 ff. 305 ff., Entstehung 130.

Kohlenflözmächtigkeiten 310.    312.

313.

o Kohlenproduktionst abeile, graphische 321.

Kohlensäure 74.

Kohlensäure der Atmosphäre 14. Kohlenschiefer 199.

Kohlenstoff, Kreislauf des 130. Kohlenwasserstoffe 212.

« Kokkolithen und Kokkosphären 113. Koks 208.

Kolke 89.

*    Kolonien (Silur) 293.

Komorauer Schichten (Silur) 290. 291.

o Kompaß, bergmännischer 221. o Konglomerate 195. 197.

Koniepruser Schichten (Devon) 300. 303.

Koniferen 260.

KonincLina Leonhardi (X. 16).

*    Konkordanz 223 ff.

« Konkretionen 200 ff.

*    Kontakthöfe 184. 396. Kontaktmetamorphose 184. Kontinentalböschung 111. Kopenhagen (Eocän) 419.

Koprolithen 206.

o Korallen 133. 263.

Korallenkalk 205. 380.

— (Oolith) 370.

Korallenriffazies der oberen Trias 340. 360.

*    o Korallenriffe 67. 133 ff. 263. Korallenriffkalke 258. 340. 360. Korallinen 260.

Koroder Schichten (Miocän) 443. 448. 465.

Korrosion 124.

Korsit 173.

Korytzaner Schichten (Kreide) 393. 398.

Kos (Pliocän) 443.

Koschützer Schichten (Cenoman) 389. Kosmische Einflüsse (Vulkane) 62. I Kostromakalk (Perm) 323.

Kraft, bewegende, des Wassers 95 ff.

*    Krakatau 40. 249.

*    Krakauer Gebiet (Trias) 343. Kramenzel (Devon) 301.

Krapina (Höhlenfunde) 505.

*    Krater 28 ff.

Kraterseen 108.

Krebsscherenkalk (Malm) 380.

Kreide 337 (Taf. XVIII—XXIV)

386 ff. 392. 393.

Kreidetuff (Mastricht) 205. 392. 401. Kreislauf des Wassers 15. 70. Kremstal (Diluvium) 504 ff.

*    Kressenberg (Eocän) 419. 427 ff. Krim (Kreide) 393. (Tertiär) 443. Kristallgranit 168.

Kristallinische Massengesteine 141.

156 ff. 185 ff. 190.

Kristallinische Schiefergesteine 141. 185 ff.

Kristallinischer Kalk 189. 191. Kritische Temperatur 39. o Kritzendorf bei Wien 464.

Kronenlose Pflanzen 261.

Kruschna hora-Schichten (Kambrium) 289.

Krustenhöhe, mittlere 17. Kryptogamen 280.

Kryptogene Gesteine 141. 185. Krypto vulkane 140. Kryptovulkanische Beben 63. Kuchelbader Cephalopodenkalk ( Silur) 291. 293.

Küchenabfälle 507 ff.

Küstenriffe 133.

Küstenströmung 112.

Kugeldiorit 173.

o Kugelförmige Absonderung 160. 163. o Kugelgranit 170.

„Kuhtritte“ (Trias) 360.

Kulm schichten 304 ff. 322. 323. Kungur-Stufe (Permokarbon) 323. 332. Kunovaer Schichten (Karbon) 323.

*    Kupfererzvorkommen 279. 328. 396. Kupferschiefer (Zechstein) 205. 323.

324. 328.

*    o Kuppen (Basalt-, Phonolith-, Por

phyr-, Trachyt-) 34. 35. 219. 248. 250. 434.

L.

Laaerbergschotter (Pliocän) 463. Labradorit 148. 152.

Labrador porphyrit 175. Labyrinthodon 268 (IX. 2). Labyrinthzähner 268. 410. Ladinische Stufe 340. 355. Laekenien (Eocän) 418. Längstäler 89.

Lagerstätten 83.

Lagerung, antiklinale 222 ff.

-— der Gesteine 215 ff.

— periklinale 223.

Lenneschiefer (Devon) 302.

* Leogang in Salzburg (Trias) 353. Lepidodendren 260. 283-Lepidodendrenstufe 318. 323. Lepidodendron (VI. 10) 282. 316.

—    Sternbergi (VI. 9 a).

—    VeltJieimianum (VI. 8 und 9) 318 Lepidotus Mantelli (XVIII. 9) 391. Leptauchenia 422.

Leptodon 440. 468.

Leptolepis sprattiformis (XVIII. 6) 381. Leptoria (Maeandrina) Konincki (XXL 5) 403.

Letten 198.

Lettenkohle 337. 340. 344.

o Leucit 150. 153. 154. Leucitbasaltlaven 183.

Leucitit 183.

Levantinische Stufe (Pliocän) 442.

443. 462. 465.

Lherzolith 173.

Lias (Taf. XII. XIII. XVIII) 337.

369 ff.

Liasien 370.

* Liburnische Stufe 393. 406. 421. Libysche Schichten (Paleocän) 419. 431.

oLido 100. 107. 112.

Liegendes 215.

Liesing bei Wien (600 m Bohrung) 448. Ligcrien = Loire-Stufe 392.

Lignit 130. 209. 461.

Ligurien = Ligurische Stufe 418. 437. Lima gigantea (XII. 12).

Limburgit 183.

Limnaea strigosa 418. 432.

Limnische Bildungen 107.

Limnische Steinkohlenbecken 305. Limonitbildung 84.

Lingula (264) Feistmanteli 289.

—    prima (I. 3).

Lingula-Schiefer (Kambrium) 288. Linthia Heberti (XXV. 34). o Liparische Inseln 38.

Liparit 176.

Listriodon splendens 432.

Literatur, geologische 7—9.

Lithistiden 262.

Lithodendron-Kalk 360.

—    ( Thecosmilia) trichotomum (XVI. 5).

Lagerung, Synklinale oder mulden- Lemming 492.

förmige 222.

— zentroklinale 223. o Lagerungsformen 222 ff.

La Grand Chartreuse (Jura, Kreide)

388.

o Lagunen 112. 380. o Lagunenriffe 136. 138. o L’aiguille terminale 47.

* Lakkolith 35. 140. 185. 187. 230.

Lakustrine Bildungen 107.

Lamellibranchiaten 265.

Landénien (Alttertiär) 418.

Landsenkungen 66.

Land Verbindungen, frühere 257, 470 ff.

Langhien = Langhische Stufe 442.

Lapilli 32.

Lapis tiburtinus 82.

Lapugy, Tegel von (Miocän) 465.

Laramie-Formation 393. 406. 419.

421 ff.

Latdorf (Oligoeän) 418. 433.

La Tens-Periode 509.

Lateralsekretion 83.

Latent 81. 199.

Laubbäume (immergrüne) 336.

Lauenburg (Diluvium) 495.

Lauf Veränderung der Flüsse 106.

Laukasteine 201.

*    Laun (Kreide) 389.

Laurentinisches System 277 ff.

Laurus (Lorbeer) 261.

Lava 28. 42 ff.

—    -Decken 36.

—    -Herd 49. o — -Gänge 33. 35.

—    -Ströme 35 ff.

Laverdaschichten (Oligoeän) 419. 436.

Lawinen 115.

Lebacher Schiefer (Perm) 322. 324.

*    Lechtaler Alpen (Trias, Jura) 350.

Leda ( Yoldia) arctica 494. 497.

—    Deshayesiana (XXVI. 4) 433.

Lehesten-Schiefer (Karbon) 323.

Lehm 198.

Lehmböden 95.

*    Leitergang 295.

Leitfossilien 259.

Leithakalk (Miocän) 205. 443. 451.

Leithakonglomerat (Miocän) 443.

Leitlinien der Alpen 255.

506.

Malta (Miocän) 443.

— (Oligocän) 419. o Mammut (XXX. 13) 484. Mammutquellen 55. Mandelsteinstruktur 157. 176. Manebacher Schichten (Perm) 323. 325.

o Manhartsgebirge (Archaisch) 271. Manlius-Kalk (Silur) 291. Mansfeldisehes Revier 286. 324. Marcellus-Schiefer (Devon) 303.

Lithographische Steine 204. 380. Lithophysen 176.

Lithosphäre 13. 21. 142.

Lithostrotion basaltiforme (V. 3). Lithothamnien-Kalk 133. 206. 214. 258. 443.

Lithothamnium 133. 258. („Nullipora“) ramosissimum (XXIX. 2).

. Litorale Bildungen 112.

Litorina-Eichen-Zeit (Diluvium) 494. Litorinellenschichten (Miocän) 442. Littener Graptolithen-Schiefer (Silur) 291 ff.

Lituites lituus (II. 17).

Llandeilo (Silur) 291.

Llandovery (Silur) 291.

Llanvirn (Silur) 291.

Lobenlinie 285.

Lochkower Plattenkalke (Silur) 291. 293.

Lodève-Schiefer (Perm) 322. Loibersdorfer Schichten (Miocän)

443. 448.

Lokalschotter (Diluvium) 483.

*    London (Tertiär) 423. 425. London-Becken (Paläogen) 418. 425.

*    London-Oxford-Dudley (mesozoische

Formationen) 338.

London-Stufe (Eocän) 418. 425. London-Ton (Eocän) 418. 425. Lophiodon 418. 432—438 ff.

*    O Löß 127. 199. 481. 484 ff. 493.

o Lößkindein (-Männchen, -Puppen) 200. 484.

« Lößterrassen 486. 487 ff.

Lösung 79. 166.

*    Löwenberg (Kreide) 389. Lotablenkungen 10.

Lucasanus-Horizont (Eocän) 419. Lucina columbella (XXVII. 8) 452. Ludlow (Silur) 291.

— Ober- = Downtonian 291. Lüneburg (Oberes Miocän) 442. Luftdurchlässigkeit der Gesteine 168.

*    Luftsattel 233. 235.

Luftwirkungen 124.

Lugauer-Revier (Karbon) 323.

*    Lunz (Trias) 356.

Lunzer Sandstein (Trias) 340. 356. Lutétien (Eocän) 418. 425.

*    Lutowa-Klippen (Jura) 384.

Luxemburger Sandstein (Lias) 370. Lyckholm-Schichten (Silur) 391. Lycopodiaceen 260.

Ly dit 190.

Lynton-Schiefer (Devon) 302.

M.

o Maare 37. 38. 108.

Machairodus cultridens 468.

— latidens 489.

Macigno 403. 419. 426 ff. Macrocephalenschichten (Dogger)

370. 371.

Macroscaphites (Scavhites) Yvani (XX. 11) 394.

Macrotherium 468.

Macruren 336.

Mactra podolica (XXVIII. 1) 456. Madelaine-Stufe = Magdalénien 493 ff.

Mäanderbildung der Flüsse 106. Maeandrina (Leptoria) Koninchi (XXI. 5). 403.

Mährisch-Ostrau (Karbon) 309 ff. Mäotische Stufe (Neogen) 443. 461. Magdeburg (Diluvium) 495. Magerkohle 208.

Magma 25. 48. 49. 140.

Magmabasalt 183.

Magnesian Limestone (Perm) 322. Magnesit 191. 193.

Magnetit 192.

Magura-Sandstein (Oligocän) 419. Mainzer Becken 418. 433. 441. Makaluben 55.

Maljewka (Devon-Karbon) 323.

Malm 337. 378 ff.

Malnitzer Schichten (Turon) 352. 393.

399.

Mariathal (Lias) 371. 375.

Marine Sedimente 112.

Marlslate (Perm) 322,

Marlstone (Lias) 371.

Marmarameer (Devon) 301. ,,Marmelon central“ 34. Marmolatakalk (Trias) 356.

Marmor 189 ff.

Marmorkalke 202.

* Maros-Ujvar (Steinsalz) 450.

Marsupialia 268. o Marsupites ornatus 392. 401. Martinia (Spirifer) glabra (V. 9). Massendefekte 70.

Massengebirge 249.

Massengesteine 139. 141. 167 ff. o Massige Vulkane 34. 47. 177. Mastodon americanus 443.

—    (Trilophodon) angustidens (XXX. 2 und 12) 432. 442. 466 ff.

—    arvernensis 442. 443. 468.

— Borsoni 468.

—    longirostris 443. 468. •

—    pandionis 469.

—    pentelici 468.

—    tapiroides 442. 466.

—    turicensis (XXX. 11) 466. Mastodonsaurus giga-nteus (IX. 1. 2)

410.

Mastodon-Schotter (fluviatil) 442. Mastrichter Kreidetuff 392. 401.

* Mattsee in Salzburg (Eocän) 419. 427 ff.

Mauer bei Wien (Miocän) 451.

Mauer bei Heidelberg (Diluvium)

492. 495.

May Hill-Sandstein (Silur) 291. Mechanische Wirkungen des Meeres 109.

—    des Süßwassers 86. Mecklenburgische Stufe (Diluvium)

494.

Medina-Sandstein (Silur) 291. Mediterrane Kreideprovinz 387. Mediterranstufe (415), erste 443. 448 ff.

—    zweite 443. 450 ff.

Meer 16 ff.

Meereis 114.

Meeresablagerungen 111. o Meereserosion 109 ff.

Meeresmolasse (Tertiär) 442.

Meeresströmungen 109.

Meerestiefen 16. 17.

Meer wasser 18—21.

— Dichte 20.

— Gase 20.

— Salzgehalt 18. 19.

— Zusammensetzung 18.

Megalodon cucullatus 298.

—    (Neomegalodon) triqueter ( XL 8) 360.

Megalopolis (Pliocän) 468. Megalosaurus Bucklandi (XXIV. 9 und 10) 391. 411.

Megatherium 499.

Megerlea ( Terebratella) pectuncvloides (XVI. 19) 380.

* Meißner bei Kassel (Tertiär) 442. 444. Melania Laurae (XXVI. 14).

—    tergestina (XXV. 6).

—    wyomingensis (XXV. 5).

Melanopsis americana (XXV. 8).

—    Bouéi (XXVIII. 23) 460.

—    impressa 459.

—    Martiniana (XXVIII. 21) 460.

—    vindobonensis (XXVIII. 22) 460. Melaphyr 176. 326.

o Meletta crenata 436. 438.

—    -Schiefer 418. 450.

Melilith - Basalt 18 3 .

Mendeldolomit (Trias) 355.

Menevian (Kambrium) 288.

Menhirs 508.

Menilit 201.

Menilitschichten (Oligocän) 419. Mensch 268. 492. 502.

Menschenaffen 452.

Mergel 204.

Mesas (Tafelberge) 250.

Mesopithecus pentelici 468.

Mesozoische Periode 336 ff.

—    Pflanzen 336.

—    Tiere 336. 407.

Messinien (Neogen) 442. 443. 457. Metagneis 187.

Metalle 271.

Metamorphische Schiefergesteine 187. Metamorphosen der Erze 84, Metaxytherium 449. 466.

Meteoreisen 26. 27.

Meteoriten 26.

Meteorsteine 26.

auf

von

Meudon-Stufe (Paleocän) 418. 424. Miascit 171.

Miatschkowa (Karbon) 323.

Micraster cor anguinum (XXI. 17) 392. 399.

—    cor testudinarium 392. 399. Microdon alternons (XVIII. 8) 382. Microlesles antiquus (IX. 11) 413. Midford-Sand (Lias) 371.

Mietniower Schichten (Kreide) 405. Migration und Migrationsstruktur 160. Mikrochemische Untersuchungen 147. Mikrogranit 175.

o Mikroklin 148. 152. oMikrolithe 142. 154. 157. o Mikroskop 143.

Mikroskopische Untersuchung 143 ff. Millas (Pliocän) 442.

Millepora 203.

Millstone grit (Karbon) 322. Mindelvergletscherung 482. 492. Mineralgänge 83. 228. Mineralientabelle 148—151. Mineralmoor 212.

Mineralwässer 75.

„Minette“ 370. 375.

Miocän (Taf. XXVI. z. T., XXVII und XXVIII z. T.) 441 ff.

M i o h ippus-F&u n a 443. 467. Miopliocän (Taf XXVIII z. T.). Mittelgebirge 249.

—    böhmisches 34. 183.

* Mittelschenkel 223. 234.

Moa (Dinornis) 268. 500.

Modiola marginata 456.

—    rolhynica (XXVIII. 4) 456. 461.

,,Mörtel '‘-Struktur 160.

Mößkirch (Bohnerzfauna) 432. Mofetten 50.

Mokattamschichten (Eocän) 419. 431. Molasse (Tertiär) 416. 432. 444. Molder Schichten (Miocän) 443. 448. Mollusken 133. 265.

Molluskoiden 264.

Mond 11.

Monocotyledonen 260.

Monogene Vulkane 33.

Monograplus priodon (I. 24).

—    turriculatus (I. 24).

Monomyarier 265.

Monopleura trilobata (XXII. 13) 344.

Monotis salinaria (X. 11) 358. Monotremata 268.

Mons-Stufe = Montien (Paleocän) 318. Montana- (Niobrara-) Gruppe (Obere Kreide) 393.

*    Montblanc 274.

Monte Bamboli (Miocän) 443.

—    Bolca-Kalksclnefer (Eocän) 419. 426.

*    — Mario (Pliocän) 443. 458 ff.

—    Postale (Eocän) 419.

—    Promina (Oligocän) 419. Montmartre, Gips von (Oligocän) 418.

432. 439.

—    Säugetiere 439. o Mont Pelée, Ausbruch des

Martinique 1902 41. 44. 45—47. Montpellier, Sande von (Pliocän) 442. Monzouit 171.

Moorkohlenflöz 434. o Moränen 118 ff. 477 ff.

—    Grund- 119.

—    Innen- 119.

—    Mittel- 118.

—    Seiten- 118.

—    Stirn- oder End- 120. 477.

*    Moränen-Amphitheater (108)

Ivrea (Diluvium) 478 ff. 483. Moränenschutt 195. 478.

Moränenseen 107. 478.

Morphologie der Erdoberfläche. 90. 244.

Mosasaurus Hofmanni (= Camperi) (XXIV. 8) 401. 407. 410. Mosbach, Säugetiere von (Diluvium) 492. 495.

Moschusochs 492.

Moscovien (Karbon) 322.

Moskauer Becken (Karbon) 323. Mountain-Limestone (Karbon) 322. Moustierstufe = Moustérien 493. 504. Muc in Dalmatien (Werfener Schiefer) 362.

Mucronaten-Kreide 392. 393. Mühlsteinlava 178.

Mühlsteinporphyr 175. Mühlsteinquarzit 418. 433.

Münder Mergel (Malm) 370. 381. „Mugelsande“ von Gauderndorf (Miocän) 448.

Muldenschenkel 223.

* Muldental 91.

Murex aquitanicus (XXVII. 24) 451. — sublavatus 456.

Muschelbänke 133.

Muschelkalk 337. 338. 340. 343. 355. Muscheltegel der sarmatischen Stufe 457.

Museo vit 150.

Muscovitgneis 187.

Mulabilis-Ka 1 k (Malm) 370. 379. Mya arenaria-Ton (Diluvium) 494.

—    -Buchen-Zeit (Diluvium) 494.

—    truncata 459.

M yacites ( Pleur omy a) fassaensis (VIII. 6).

Mylodon 499.

Myodes obensis 493-

Myophoria costata (VIII. 4) 340. 341.

—    Goldfussi 345.

—    Kefersteini (= Raiblana) (X. 12) 340. 345. 357.

- orbicularis (VIII. 13).

—    vulgaris (VIII. 3).

Myrica (261) lignitum (XXIX. 9). Mytilus Haidingeri (XXVII. 7) 448.

240.

451.

N.

Nachbasaltische Braunkohlen 443.

« Nachbeben 58. 59.

Nachschübe (vulkanische) 34. Nadelhölzer 284.

Nagelfluh 416. 418. 442. 482. Nagelkalk 219.

Nagpurschichten (Paleocän) 419.

*    Nahe-Kohlenbecken (Karbon) 306.

*    Namur (Devon und Karbon) 297. Namurien (Karbon) 322.

Naphtha 212.

Nappes de recouvrement (de charriage)

Nari-Schichten in Indien (Eocän) 419. Natica Gaillardoti (VIII. 8).

—    helicina (XXVII. 13) 453.

—    Leviathan 392.

- Nysti (XXVI. 15).

Naticella costata (VIII. 9) 340. Nattheimer Korallenkalk (Malm) 370. o Natürliche Brücke 77. 78.

Nautileen 266. 285.

Nautilus (Aturia) aturi (XXVII. 27)

449.

—    bohémiens (II. 16).

—    danicus (XXIII. 6) 392. 401.

-— (Aturia) lingulatus (XXV. 31).

—    plicatus (XX. 14). Neandertalschädel 504.

Nebraska (Perm) 323.

Necks 38.

Nehdenschiefer (Ober-Devon) 301. Nehrung 108. 112.

Nekton 258. o Nemertilites 218.

Neogen 414 ff. 420. 441 ff.

—    -Tabelle 442. 443.

Neokom — Neocomien 388. 390 ff. Neolithische Periode 508. Neomegalodon (Megalodon) tric/neter (XI. 8).

Neozoische Periode 414 ff. o Nephelin 150.

--Dolerit 182.

—    -Leucitbasalt 183.

Nephelinit 183.

Nephelinporphyr 177.

Nereitenschiefer (Silur) 291.

Nerinea bicincta (XXII. 15).

—    (Ptygmatis) Bruntrutana (XVI. 25). — Favriana (XIX. 13).

—    flexuosa (XXII. 14). ■

—    granulatu (XXII. 16 und 16 a).

— Hoheneggeri (XVI. 29) 382.

— Mandelslohi (XVI. 28).

—    (Itieria) Staszycii (XVI. 30 a und b) 382.

—    strigillata (XVI- 27).

—    tuberculosa (XVI. 26) 379. Nerineenkalk (Malm) 382. Nerineenschichten (Malm) 370.

Nerita conoidea (XXV. 30) 425. Neritina (Neritopsis) elegantissima

(XII. 15 a. b) 373.

*    Neu-Benatek-—Böhm.-Brod (Kreide)

389.

Neudeckstufe (Diluvium) 495. Neudorfer Sande (Neogen) 452.

*    Neue Welt bei Wiener-Neustadt

(Gosau) 393. 401.

*    Neumarkt bei Bozen (Trias) 323. 353. Neumarkt (Klippen) 383.

*    NeumarktlinKrain(Karbon-Tiias)348.

370.

*    Neurode (Kohlenbecken) 306. \Neuropteris flexuosa (VI. 14).

Neuseeländische Alpen (im Pleistocän) 473.

*    Newcastle (Karbon) 309.

New Red Sandstone (Perm, Trias) 322. 339.

Niagarafall 88 ff.

Niagarakalk (Silur) 291. o Nicolsches Prisma 143 ff. Niederfellabrunn (borealer Jura) 384. 386.

Niederlande (Karbon) 313.

*    Niederösterreichische Kalkalpen 351. Niederschläge 15. 71.

; Niederschlesisches Steinkohlenbecken

311.

Niederschönaer Schichten (Kreide) 393.

Niederterrassenschotter ( Diluvium / 494.

Nierentaler Mergel (Obere Kreide) 393. Niveauveränderungen 64. 68. Nivellements, geodätische 18.

Nizza (Eocän) 419. 427.

Nodosenkalk (Trias) 344.

Nonionina Soldanii (XXVI. 24), Nordamerikanisches Karbon 307.

Norfolk-Stufe (Diluvium) 495. Norische Kalke 340.

—    Stufe (Trias) 340. 357.

Norit 173.

—    -Porphyrit 352.

Normale Lagerung 215.

Norwich, Crag (Pliocän) 442.

—, Kreide 392.

■o Nosean 150. 154.

Nothosaurus mirabilis (IX. 3. 4) 345. 410.

Nubecularienschichten (Neogen) 443. Nubischer Sandstein 393. 406.

■o „Nuée ardente“ („heiße, sengende Wolke“) des IJÆont Pelée 4L 45. Nürschaner Plöze 313. 323.

Nulliporen (Lithothamnien) 214. Nulliporenkalk (Miocän) 451. Numismalis-Mergel (Lias) 370. Nummuliten 261. 418.

-Kalke 205. 419.

—'-Sand 418. 419.

-Schichten 418. 419. 423 ff.

Nummulites biarritzensis (XXV. 20) 427. 431.

—    complanatus 426.

—    contortus (XXV. 19).

—    gizehensis 419.

—    intermedius 419. 438.

—    laevigatus (XXV. 11) 418. 425.

—    Lucasanus (XXV. 14) 419. 430.

—    perforatus (XXV. 13) 418.    419.

425. 427.

—    planulatus (XXV. 16) 418. 425.

—    Bamondi (XXV. 17) 427- 431.

—    scaber (XXV. 12) 425.

—    striatus 427.

Tchihatcheffi (XXV. 15 und 15 a) 419. 430.

— variolar ins (XXV. 18) 425 ff. Nusplinger Plattenkalk (Malm) 335.

Nutation 25.

0.

Oberalmschichten (Malm) 371. Oberburg (Oligocän) 419.

Oberhöfer Schichten (Rothegendes) 323. 325.

o Oberschlesisches Steinkohlenbecken 308 ff.

Obolus Apollinis (I. 4) 288.

—    -Sandsteine (Kambrium) 288. Obsidian 154. 176.

Octopus 266.

*    Odenwald-Donau (Trias, Jura) 338.

*    Odenwald, Südabhang (Trias) 343. Odessa 103. 443. 461 (Pliocän). Odontopteris obtusiloba (VII. 3).

o „Öfen der Salzach“ 89.

Ölschiefer in Schwaben (Lias) 369. Oeningen, Schichten von (Miocän) 442. 445.

Oeseigruppe (Silur) 291.

Ofener Gebirge und Mergel ( Oligocän) 419. 437.

Oldhamia antigua (I. 1).

Old Red Sandstone (Devon) 298 ff. 302 ff.

Olenek- Schichten = Werfener Schiefer 363.

Olenellus Kjerulfi (I. 9) 287.

—    -Schichten (Kambrium) 287.

Oien us- Schichten (Kambrium) 288.

— truncatus (I. 10).

Oligocän (Taf. XXVI z. T.) 415 ff. 431 ff.

o Oligoklas 148. 152. o Olivin 150. 153. 155.

Olivin-Diabas 173.

Olivinfels 173.

Olomutschan (Malm) 371.

Omphacit 188.

Omphalia (Glauconia) Kefersteini (XXII. 12).

Oncophora-Schichten (Miocän) 461. Oneida-Konglomerat (Silur) 291. Onondago-Salzgruppe (Silur) 291. Oolith 203.

Oolithformation 337. 366. 370. Oolithgebirge 337.

Opalinus-Ton (Dogger) 370. Opetiosaurus 395. Operculinen-Horizont bei Gran (Eocän) 430.

Ophicalcit 174. 189.

Ophit 173.

Opis similis (XIV. 12).

Opponitzer Kalk (Trias) 340. 358. Orbicularis-Schichten (Trias) 340. Orbitoides papyracea (XXV. 21) 426.

430.

Orbitolina (Patellina) concava, (XXL 1) 393. 397.

— lenticularis 393. 395. Orbitolinenschichten (Kreide) 392. 393. 395. 397.

Orbitulites macropora (XXI. 11 und 11 a) 401.

Orbulina universa (XXVI. 18). Ordovicium = üntersilur 291. Oreodon Gulbertsoni (XXX. 7). Oreodontidenfauna 443.

Organismen, geologische Wirkungen der 128. 202.

Organogene Gesteine 202 ff.

Orgeln, geologische 77.

Oriskany-Gruppe (Devon) 303. Orkadische Schichten (Devon) 299. Orléans (Miocän) 442.

Ornatenton (Dogger) 370. 376. o Ornithichniten 217.

Orthacanthus (Diplodus) (VII. 6) 312. 327.

3).

Orthis ladina (VII. 14).

—    striatula ( = Hysterolithes vulvarius)

(III. 12).

Orthoceras 266. 285.

—    annulatum (II. 7).

- einet um (V. 16).

—    dubium (XI. 7) 358.

—    reguläre (II. 8).

—    cf. Schlctlieimi (IV. 4).

—    (— Endoceras) vaginatum (II. 6). ---Kalk 291.

Orthogneis 185. o Orthoklas 148. 155.

Orthoklasgesteine 167.

Orthophyr 175.

Orthothetes (Streptorhynchus) umbracu-

lum (III. 13).

Osborn-Schichten (Oligocän) 418. Ostalpen (Diluvium) 473 ff.

Osteolepis major (IV. 8). Osterhorngebirge (Trias) 362. 371. Ostracoden 267.

o * Ostrau-Karwin-Steinkohlenrevier 309 ff.

Ostrau-Waldenburger Flora 318.

Ostrea acuminata 367.

—    bellovacina 424.

—    carinata (XXI. 22) 398. 400.

—    crassicosta 451.

—    crassissima 442. 444. 448. 451. 456.

—    cucullata 442.

—    cyathula (XXVI. 5).

—    digitalina (XXVII. 2) 448. 451-j — edulis 509.

—    flabelloides (= crista gaili) (XIV. 6V 376.

— Knorri (XIV. 13 a und b) 370. 376.

—    lamellosa 445.

—    macroptera (XIX. 10) 391. o — montis caprilis 358.

—    (Gryphaea) vesicularis (XXI. 24) 387. 392. 393. 401.

Ostreenkalke (obere alpine Trias) 340. 358.

Otoceras-Schichten (Perm oder Trias) 334. 363.

o — Woodwardi 334.

Otodus (Larnna) appendicularis (XXIV.

Ottnang, Schlier von (Miocän) 443.

Ottrelithschiefer 189.

Ottweiler Schichten (Karbon) 319.322. Ouen, Süßwasserkalk von(Eocän) 418. Ouralien (Karbon) 322.

Ovibos moschatus (fossilis) 492. Oxford = Oxfordien 370. 371. Oxfordtone (Malm) 371.

Oxyrhina Mantelli (XXIV. 4). o Ozeane: Querschnitte 16. der Dyas 335.

—    des Karbon 316

—    des Tertiär 417.

Ozokerit 212.

P.

Pachy acanthus 466.

Palaëchinus deg ans (V. 7). o Palaeodictyon 217.

Paläogen 414 ff.

---Tabelle 418. 419.

Paläolithische Periode (ältere Steinzeit) 503.

Palaeomeryx (Dicrocerus) furcatus (XXX. 8 und 8a) 445.

Palaeoniscus Freieslebeni (VII. 5) 286. Paläontologie 128.

Palaeotapirus helveticus 434. Palaeotherium crassum (XXX. 9).

—    magnum 438.

—    medium (XXX. 18) 425. Paläozoische Periode 280 ff. Palagonittuff 181.

Paleocän 415 ff. 424 ff.

Palmen 120. 260.

Paludina elongata (XVIII. 18).

* Paludinenschichten (Pliocän) 443. Pampasformation 471. 499.

Pandaneen 336.

Panopaea Menardi (XXVII. 9) 442. 451 ff.

Panzerdecke der Erde 50. Panzerfische 286.

Papierkohle 209.

Paradoxides 287.

—    bohemicus (I. 8).

—    -Schichten 288.

Paragneis 187.

o Pareiasaurus Baini 333. 335. 411. Paralische Fazies 258.

—< der Steinkohlenbecken 305.

Parana-Stufe (Pliocän) 443. Parasitische Vulkankegel 35.

* Paris, Becken von (Tertiär) 423. 425. Pariser Stufe (Eocän) 418.

Partnach-Schichten (Trias) 340. 356. Patagonische Formation (Tertiär) 443. 471.

Pausiliptuff = Posilippotuff 202. Pechkohle = Glanzkohle 208 ff. Pechstein 154. 175.

—    -Porphyr 175.

Pechtorf 211.

Pecopteris arborescens (VI. 16) 325. o — (Oleichenia, Mertensia) Zippet 402.

403.

Pecten aduncus (XXVII. 3) 451.

—    (Vola, Janira) aequicostatus 398.

—    aequivalvis 371.

—    cristatus 445. 456.

—    demissus 37 6.

—- denudatus 449.

j — (Vola, Janira) digitalis (XXI. 27) 398.

—    filosus 358.

— Hawni (VII. 17).

— Holgeri 450.

—    laevigatus (VIII. 15).

—    personatus (XIV. 7) 376.

—    (Vola, Janira) quinquecostatus (XXI. 26) 398.

—    solarium 448.

Pecten-Kalk von Varna (Miocän) 443. Pectunculus Fichteli 448. 465.

—    pilosus (XXVII. 5) 451.

—    -Sandstein (Oligocän) 419. 438. Pegmatit 169.

Pelagische Bildungen 113. 333. Pelamycybium sinus vindobonensis (Thunfisch) 459.

Pelite 198.

Pemphix (267) Sueur ii (IX. 15). Peneplain 86. 248. o Pennsylvanien (Karbon) 308. Pentacrinus basaltiformis (XII. 1) 372.

—    didactylus (XXV. 35).

—    subangularis (XII. 2). Pentamerenschichten (Silur) 291. Pentamerus (264) baschlciricus 302.

—    conchidium (II. II).

—    Knighti (II. 3).

—    optatus 302.

380.

Pentremites florealis (V. 5).

Peperino 180.

Perarmatus-Schichten (Malm) 370. Pereiraea Gervaisi 465.

Peridotit 174.

Periklinale Lagerung 223.

Perioden, geologische 243. o Peripherische und radiale Brüche 232. Perldiabas 173.

Perlit 176.

--Struktur 158.

Perm (Dyas) 322. 324 ff. (Taf. VII). —, pelagisches 333 ff.

Permanenz der Ozeane 256.

Permo-Karbon 305. 323. 324. 332. Permokarbone Eiszeit 317.

Perna aviculaeformis (= Boući) 357.

—    Sandbergeri 433.

—    Soldanii (XXVI. 6). Personatensandstein (Dogger) 370. 376. Perutzer Schichten (Obere Kreide)

393. 397.

Petrefakten 129 ff.

Petrifizierung 130.

Petrographie 139 ff.

Petroleum 212. 301. 436.

* Pfahl, böhm. und bayrischer 190. Pfahlbauten 508.

Pflanzenreich, Übersicht 259 ff. Pfonsjoch (Lias) 372.

Phacops cephalotes (I. 19). Phanerogamen 260.

Phillipsia (Griffithides) globiceps (V. 17).

o Phlegräische Felder 48. 180.

Phoca vindobonensis 456.

Pholadomya Murchisoni (XIV. 10) 376.

o Phonolith = Klingstein 177. 434. Phosphorite (Kreide) 392, des Quercy (Oligocän) 418. 432.

Phragmites oeningensis 460. Phragmoceras Broderipi (II. 10). Phyllit 189. 278.

Phyllograptus typus (I. 23) 291. Phyllopoden 267.

Physa gigantea (XXV. 4) 424.

—    wealdensis (XVIII. 17).

Phytogene Bildungen 140.

Pieninen (Klippen) 383.

Pietra verde 330. 355.

Pikermi-Fauna 443. 463. 468.

Pikrit 173.

*    Pilsen (Karbon) 312 ff.

PiIton-Gruppe (Devon) 302.

Pilzfalte 242.

Pinie des Vesuvs 40.

Pinus moravica (XXIX. 3).

—    succinifera 434.

Pipes 3S.

*    Pirna in Sachsen (Kreide) 389. Pisidium amnicum 218.

Pisolith 204. 392. 423.

Pithecanthropus erectus 502.

Placodus gigas (IX. 5) 411. Placosmilia complanata (XXL 10). Pläner (Kreide) 337. 393. 397. 400. t Plagiaulax minor (XVIII. 12) 381.

414.

o Plagioklas 148. 152. 155.

Plaisantinien (Pliocän) 442.

Planeten 10. 510.

Plankton 258.

Planorbis multiformis 445.

—    pseudammoneus (XXVIII. 27). Plassenkalk (Malm) 359. 371. 382.

o Plateauland 246 ff.

Plateosaurus 411.

Plattelkohle (Gaskohle) 313. Plattenkalk (Obere Trias) 360, (Malm)

Plauenscher Grund, Stegocephalen aus idem 327.

Plawutsch (Grazer Devon) 303. Pleochroismus 145.

Plesiosaurus dolichodeirus (XVIII. 4) 371. 377. 410. o Pleurodictyon 218.

Pleurodictyum problematicum (III. 1) 298.

Pleuromya (Myacites) fassaensis (VIII. 6) 340.

Pleurotoma cataphracta (XXVII. 23) 453.

—    subdenticulata (XXVI. 12). Pleurotomaria conoidea (XIV. 16). Pleurotomentegel (Miocän) 453. Plicatula intusstriata (XI. 10) 362.

—    nodulosa (XII. 9).

—    placunea (XIX. 7).

Pliocän 442. 443. 457 ff. 467.

Plicigera (Eetzia) trigonella (VIII. 19^

452.

Plistocän (Pleistocän) 473 ff. Plutonische Gesteine 140. 168 ff. Plymouth-Kalk (Devon) 302. Pöderlien (Pliocän) 442. Pötzleinsdorfer Sande (Miocän) 443.

o Polargletscher 123.

Polarisator 143.

Polia legumen 449.

Polierschiefer 214. 435.

Poljen (Karst) 76.

Polnische Stufe (Diluvium) 495. Polyhalitregion 329.

Polystomella crispa (XXVI. 23). Ponore 77.

Pontische Stufe = Pontien (Pliocän) 457 ff.

o Ponza-Inseln 179.

Populus (Pappel) 261.

Porfido rosso antico 175.

—    verde antico 175.

Porosität der Gesteine 163.

Porphyre 174 ff. 322. 323. 326. 331. Porphyrgranit 171. 175.

Porphyrit 175. 323. 326. Porphyrpechstein 175.

—    -Struktur 156.

—    -Tuff 175.

Portagegruppe (Devon) 303.

Portland (Malm) 370. 371. 381. Porzellanjaspis 435.

Posidonia (Posidonomya) alpina 371. 377.

--- Becheri (V. 13) 318.

--Bronni (XII. 10) 370. 372.

—    — Wengensis (X. 14). Posidonienschiefer (Kulm) 322. 323.

(Lias) 370.

Posilippotuff 180. 202.

Poteriocrinus crassus (V. 6). Potomacgruppe (Untere Kreide) 391. 393.

Potsdamsandstein (Kambrium) 288. Präkambrium 277. 287.

Präzession 25.

* Prag (Silur) 292.

—    (Devon) 296.

Praßberg (Oligocän) 419.

Predmost, Mammutjägerstation (Diluvium) 506.

Prezzokalk (Trias) 355.

Priabonaschichten (Eocän) 419. 426. 436.

* Pribramer Erzrevier 290.

— Grauvacke (Kambrium) 289. Priesener Schichten (Turon) 393. 399. Primigenius-Zeit (Diluvium) 492. 495. Primordialfauna 289.

-— -Stufe (Kambrium) £81). Probierstein 191.

Productus (264) cancrini 323. 335.

—    cora 323.

—    giganteus 322. 323.

—    horridus (VIT. 10).

-— latissimus (V. 12).

—    longispinus (V. 11).

—    semireticulatus (V. 10).

—    striatus 323.

—    -Kalk (Karbon-Perm) 315. 334. Profile, geologische 222. 244.

Propylit 178.

Protocardium (Gardium) purbeckense XVIII. 14).

—    rhaeticum 345.

Protogin 169.

—    -Gneis 169. 186.

Protogneis 186.

Protohippus-PduVMU 443. 467 Protozoen 261.

Proviverren-Eauna 419. 424. 438. Psammite 197.

Psaronius Cottai (VII. 2). Pseudomonotis 365 (Glaraia) devrai (VIII. 7) 355.

Psilodon-Schichten (Pliocän) 443. Psilonotus-Schichten (Lias) 370. Ptera,nodon 268. 411.

Pteraspis truncatus (IV. 13). Pterichthys cornutus (IV. 11).

Pterinea lineata (III. 23).

—• retro fl exa (II. 5).

Pteroceras Oceani (XVI. 24) 370. 380. o Pterodactylus Kochi (XVIII. 5) 381. 410 ff.

Pterodon 438.

Pterophyllum (260) Jägeri (IX. 17). Pteropoden 265.

Pteropodenmergel (Miocän) 443. Ptychoceras (Hamites) Emericianus (XX. 13).

Ptychodus latissimus (XXIV. 2) 396. Puddingstein 197.

Pue t co-Schichten (Eocän) 419. 424. Punfield-Schichten ^(Neokom) 392. Pupa, muscorum (XXVIII. 29) 488. Pur beck (Malm) 370. 371. 381. Puzzolan (Postpliocän) 202. 458. Pycnodonten 409.

Pyrenäen 253.

Pyrgulifera humer osa (XXV. 3) 422. Pyrina pygaea ( = truncata) XIX. 2). Pyropissit 209 Pyrosphäre 25.

Pyrotherium-Schichten (Oligocän) 419. 470.

Pyrula rusticula (XXVII. 25) 451.

Q-

o Quaderförmige Absonderung 160. o Quadersandsteinformation 337. 393. 397 ff.

-Gebirge 397 ff.

Quadratenkreide 392.

Quartär (Taf. XXVIII u. XXX z. T.) 415. 473 ff. t> Quarz 148. 152. 155.

Quarzaugitdiorit 173.

Quarzfels 190.

Quarzgänge (Gold) 295.

Quarzglimm erdiorit 173.

Quarzit 188. 190. 197.

Quarzitetage (Unteres Silur) 292. Quarzitschiefer 188.

Quarzphyllit 189.

Quarzporphyr 174.

Quarzschiefer 188.

Quarztrachvt 176.

o Quellen (warme, bei Wien) 72 ff.

448, hei Oe 53—55. o Quellkuppen, vulkanische 34. Quenstedt, Juraeinteilung 369 fi. Quercus (261) drymeja (XXIX. 5).

—    mediterranea (XXIX. 4).

—    (Dryophyilum) primordialis{XXIV. 16).

Querey, Phosphorite des (Oligocän) 418. 430.

» Querschlägige Störung 226. o Querschnitte der Ozeane und Festländer 16.

Quertäler 89 ff.

Bachein 86.

Radians-Schichten (Lias) 370. Radioaktivität 76.

o Radiol arien und — -Erde 114. 214. 261.

Radiolitenkalk 393.

Radiolites (Sphaerulites) cornu pastoris (XXII. 2).

Radnitzer Schichten (Karbon) 313. 323.

Radni tz-Ottweiler Schichten, Elora der 322. 323.

Radowenzer Flöze (Karbon) 323.

*    Raibl (Trias) 356 ff.

Raibler erzführender Kalk 357.

— Fischschiefer 340.

— Schichten 340. 357.

Kakonitz (Karbon) 311.

Rammeisberg (Devon) 301. Ramsau-Dolomit (Trias) 340. Randfazies 185.

Bangifer tarandus (Ren) 492. 493. Rapilli 32.

Rappakiwi 169.

Raseneisensteinbildung 83.

Rastrites Linnéi (I. 24 a, zwischen 12 und 13).

Rastrites-Schiefer (Silur) 291. Rathenow (Diluvium) 495. Rauchwacke 203.

Reaktionen des Erdinnern 28.

*    Rechtsinniges Einfallen 223 ff. Recoarokalk (Trias) 340.

Recoarostufe 340. 355.

Regelation 117.

o „Regentropfen“, versteinerte 216. 341. Regenwürmer 95. Regionalmetamoi’phismus 187. Regressionstheorie 90.

Reibungsbreccien 196.

Reichenhaller Kalk (Trias) 340. 355. Reiflinger Kalk (Trias) 340. 355. Reingrabener Schiefer (Trias) 340. 357.

o Rekahöhlen bai St. Canzian 80. Relaisbeben 64.

Reliktenfauna 108.

Reliktenseen 108.

Ren (Rentier) 492.

Rentierzeit 494.

Reptilien 268. 280.

Requienia (Caprotina) ammonia (XIX. 6) 394.

— Lonsdalei 394.

o Riesentöpfe = Strudellöcher 88 ff.

117. 479.

Riffkalke 134 ff. 205. 378.

Rilly, Süßwasserkalk von (Paleocän)

418.

Requienien-Schichten (-Kalke) 393 ff. Ringgebirge, vulkanische 36. Retzia (Plicigera) trigonella (VIII. 19). Ringicula buccinea (XXVII. 11). Reualb (Banater Karbon) 312.

* o Reußtal (Terrassen) 93. o Reuttö (Trias) 354.

Rhätische Stufe (Trias) 340. 361 ff.

Rhamphorhynchus 380.

Rheinisches Devon 297 ff.

o Ripplemarks 215. 341.

Rissca (Holopella) alpina 360.

—    angulata (XXVII. 22) 456.

—    inflata 461.

— Lachesis (XXVII. 29).

Riß Vergletscherung 482. 493.

* Rheintal (Schwarzwald-Vogesen) 251. Rittberg (Devon) 303. Rhinoceros austriacus 466.

Rixdorf (diluviale Säugetiere) 495.

■ — etruseus 489.

—- (Ceratorhinus) hundsheimensis 489. i —• megarhinus (leptorhinus) 489.

—    Mercki 477. 490.

—    sansaniensis 466 ff.

—    Schleier mâcher i 432. 468.

—    sumatrensis 489.

—    tichorhinus (antiquitatis) 484. 488 ff. Rhizocorallium 341.

Rhodocrinus echinatus (XVI. 9). Rhodos (Pliocän) 443. Rhombenporphyr 175.

Rhönebecken 442. 443.

Rjäsan, glaukonitische Sande (Neokom) 393.

Robulina calcar (XXVI. 20).

Roches moutonnées (Rundhöcker) 119. Rockwoodschiefer (Silur) 291.

Röt (Trias) 340.

* Rofan (Trias, Jura) 351.

Rogenstein 203. 340.

Rokitzaner Schiefer (-Schichten, Silur) 291.

Rom (Pliocän) 458.

Ronka-Schichten (Eocän) 419. 426. Ropianka-Schichten (Kreide) 393. 405. o Rosengarten (Dolomit) Fig. 341 (Taf.). Rhyncholithes (265) hirundo (VIII. 23) Rossignano (Miocän, Pliocän) 443.

* Rossitz bei Brünn (Karbon) 307. 323. Rossitzer Schichten (Karbon) 323. j Roßfelder Schichten (Neokom) 393. 394.

Rotalia Partschiana (XXVI. 21). Rotatorische Erdbeben 58.

Roteisen, Roteisenerz 192. 290.

: Roteisenoolithe 204. 289. 375. 376. 427.

© Rhönegletscher 120.

344.

Rhynchonella (264) cornigera (XI. 13) 362.

—    cuboides (III. 20) 302.

—    decurtata (X. 17) 355.

© — fissicostata 361.

—    inconstans (XVI. 17) 379. 380. lacunosa (XVI. 18) 379.

—    lata (XIX. 5).

princeps (III. 22 a—c) 302.

—    rimosa (XII. 8).

—    varians 376.

Rhyolith 176.

Riasbuchten 65.

© Richthofenriff und der Sett Sass (Trias) 342.

Riesenblöcke 97. 112.

» Riesendamm ( Giant causeway) in Antrim 182.

* Riesengebirge (Rotliegendes) 326 ff. Riesengranit 169.

Toula, Geologie. 3. Aufl.

I Roterdeböden 95.

Roter Gneis 186.

I — Porphyr 175.

I — Tonschlamm (Tiefsee) 114.

Rotes Meer (Tertiär) 470.

!    — Totliegendes (Perm) 324.

I Rotlicgendes 322. 323 ff.

Rotomagien (Rouen-Stufe, Obere Kreide) 392.

o Rotomahäna (Neuseeland) 53. Rozzo-Schichten (Jura) 374. Rudisten und Rudistenschichten (Obere Kreme) 337. 393. 402.

35

Rudistenkaïk 393.

Rüdersdorf (Diluvium) 495.

* Duhrbecken (Karbon) 312. 314. 322. « Ruinenmergel 228.

Rumpfgebirge 246 ff. 254. o Rundhöcker (Roches moutonnées) 118 ff. 479.

Rupeltone ( Septarientone, Oligocän) 418. 433.

Russisches Diluvium 497 ff.

Russische Tafel 239.

Rußkohle ( = Faserkohle) 208. Rutschflächen 225.

s.

65.

*    Saalfeld en in Salzburg (Trias) 354. Saarbrückener Schichten (Karbon)

306. 322.

*    Saarkohlenrevier (Karbon) 306. 314. Saazer Schichten (Oligocän) 419. 435. Sables moyens (Eocän) 418. 425. Sächsische Stufe (Diluvium) 495. Säkulare Hebungen und Senkungen

Säntis-Schichten. (Kreide) 393. 403. Säuerlinge 51.

Säugetiere (Taf. XXX) 268.

— des Oligocän 438 ff.

—    des Paläogen 438 ff.

—    der Pampasformation 499 ff. Säugetierfauna, diluviale 490 ff.

—    miocäne 466. pliocäne 467.

Säugetierfaunen der Laramieformation 419.

o Säulenbasalt 181. 182.

»' Säulenförmige Absonderung 160 ff. 180 f.

Saiger 222. 226.

Salix (Weide) 261.

Salsen 55.

*    Saltrange 315. 334. 365.

*    Salzburger Kalkalpen 350.

Salzgärten 19.

*    Salzgebii’ge 337. 443.

Salzgehalt des Meerwassers 18. 19.

— der Flüsse 20.

o Salzlagerstätten (Entstehung) 19. I

*    — im Tertiär 443. 449.

*    in der Trias 342.

* Salzlagerstätten im Zechstein 323. Salzseen 19. 20. 108.

Salzton 198.

Samland (Bernsteinerde) 110. 433. Sammeltrichter der Täler 87.

Sand 102. 195.

Sandbänke 103 ff. 112.

Sandgate-Schichten (Unt. Kreide) 392. Sandgebläse 124. 195.

Sandkegel (auf Gletschern) 119. Sandkohle 208.

Sandsteine 197.

Sand wüste. 125.

San Giovanni-Ilarioni (Eocän) 419. 426.

Sangonini-Tiefseetuffe (Oligocän) 419. 436.

Sanidin 148.

* St. Gotthard 23. 24.

Sansan, Knochenlager von (Miocän) 442.

Santa Cruz-Schichten (Tertiär) 443. Santonien = Saintagne-Stufe (Obere Kreide) 392.

Santorin 39. 202.

San Vigilio-Ooüthe (Dogger) 371.377. Saratow (Obere Kreide) 393.

Sardinien (Trias) 362.

Sarmatische Meeresbecken 456.

— Stufe — Sarmatien (Miocän) 415. 447 ff. 454 ff.

* Satteltal 91.

Sauerstoff im Wasser 20.

Sauglöcher 77.

o Saurichnites salamandroides 219 Saurichthys apicalis (IX. 7). j o Saurierfährten 210. 327. 341. Saxonische Faltung 255.

Scaglia (Obere Kreide) 393. 403.

Scalaria rudis (XXVI. 16).

Scanian = Schonen-Stufe (Diluvium) 495.

Scaphitenpläner 392. 399.

8 caphit es aequalis 399.

— Qeinitzi (XXIII. 5) 392. 399 ff.

— (Macroscaphites) Ivani (XX. 11)

394.

Scaphopoden 265.

Schalsteine 290 if. 298.

Scharen der Gänge 229.

Schatzlar-Schichten, Flora der 318.

355.

Schumla (Obere Kreide) 393. Schiefergesteine, kristallinische 141. I * Schuppenstruktur 236. 237. 351.

Schussenquelle, Kulturschichte an der 506.

Schauinkalk (Trias) 343.

* Scheide tal 91.

» Scheich (Riesenhirseh) 491. Schelf 111. 113. Scherfestigkeit 1G4. Sehichtenköpfe 222. Schichtensattel 222.

Schichtensystem 215.

•> Schichtquelle 72. 73.

Schichtung 141. 216.

@ — der Flußsande 105.

185 ff.

Schieferhülle der Alpcnkerne 278. Schieferige Struktur 186. Schieferton 199.

Schieferung, transversale 200. Schilfsandstein (Keuper) 340. Schillerfels 173.

Sehio-Schichten (Oligocän-Miocän) 419. 436. 443. 445.

Schizodus obscurus (VII. 16). Schlackenschornsteine 35. Schlammführung der Flüsse 99. 102. Schlammgesteine 198. Schlammströme 41.

Schlammvulkane ( Schlammsprudel) 55.

*    Schleppung 232. 233.

*    Schiern (Trias) 353.

Schlerndolomit Fig. 341, 346. 354.

Schlernplateauschichten (Trias) 340.

* Schlesische Kreide 389.

Schlick 102.

Schlier (Miocän) 449 ff.

Schlierige Struktur 160. Schmelztemperaturen der Gesteine ] 24. 25.

Schmutzbänder des Gletschereises 118. Schnee 114.

Schneegrenze 115. 123, glaziale 473. Schöcklkalk (Silur) 291.

Schömberger Schichten (Zechstein) 323.

Schoharie-Sandstein (Devon) 303. Schollengebirge 251.

Schollenlava 32.

Schotter 102. 195.

Schotterkegel ( Schotterfächer) 103.

I o Schratten (Karren) 7G. 77.

! Schrattenkalk (Unt. Kreide) 393. 394. j Schraubensteine (III. 9 und 10) 203. Schreibkreide, weiße 205. 337. 386.

392.

Schreyeralmschichten (Trias) 340. 355. j o Schriftgranit 169.

Schrumpfung der Erde 67. 68. Schubfestigkeit 164.

I Schub Wirkung 240.

Schutt breccien 196.

—    -Felder 103.

—    -Halden 94.

—    -Kegel 106.

-Rutschung 102.

Schutzrinden 81.

Schwaden 130.

Schwadowitz (Karbon) 323. Schwäbische Fazies der Kössenei Schichten 361.

*    Schwäbischer Jura 365 ff. 375 ff. „Schwäbische Kloake“ (Bonebed) 345.

o Schwagerina {Fusulina) Höferi 323. Schwammkalk (Malm) 379. Schwarmbeben 60.

Schwarzerde 95. 199.

Schwarzer Jura = Lias 369—375.

—    Porphyr 175.

Sehwarzkohle 130. 207 ff.

*    Schwarzwald—-Vogesen 251.

*    Schweden—Finnland (Kambrium,,

Silur) 287.

„Schwefelvulkane“ v. Hochstetters 49. Schwefelwässer 76.

Schwelkohle 209.

Schweremessungen 10. Schwerewirkungen, geringere unter Gebirgen 70.

Schwimmsand 435.

Schwundmoränen 122.

Schyltal (Oligocän) 419.

Scut eilenschichten ( Oligocän) 438, (Miocän) 445.

Scyphia (Casearia) articulata (XVI. 3). Scythische Stufe 340.

Sedimentation 95 ff.

Sedimente, äolische 141.

Sedimente, chemische 140.

—■' marine 112.

—- mechanische 141. Sedimentformationen 243 ff Sedim entgesteine

194 ff., einfache kristallinische 190. Sedimentgneis 187.

Seebeben 64.

Seen 20. 107 ff.

— -Theorie der Täler 90.

Seichtwasserzone 113.

*    Seifenablagerungen (Seifen) 195. 271. Sinémurien (Lias) 370. Seiser Schichten (Trias) 340. 353.

Seismische Erscheinungen 56.

o Seismometer (Seismograph) 27. 58.

Seitenkrater 28.

Seitenmoräne 118.

Sekundäre Formationen 337.

Semionotus 340. 360.

Semitzer Mergel (Obere Kreide) 389.

Semmering (Karbon) 323.

Semriacher Schiefer (Silur) 291.

*    Senkungen des Bodens 64 ff. 111.

Senkungsgebiete (Depressionen) 67.

245.

Senon = Senonien 390. 392. 393.

Sepia 266 Septarien 201.

Septarientone == Rupeltone ( Oligocän)

418 433.

I Siderolites {Galcar ina) calcitrapoidè.« (XXL 8).

! * Siebengebirge 179.

I Siegener Grauwacke (Devon) 302. klastische) Sigillaria (VI. 11) 318.

— Saullii (VI. 12).

Sigillarien 260. 283.

Sigillarienzone 319. 322.

*    Silberberg und Neurode (Karbon) 306. Silt (DonauschJamm) 102.

Seewenschichten (Obere Kreide) 393. j Silur (Taf. I. II z. T.) 290 ff.

*    Simplon 23 (Archaisch) 274. 275. Simultanbeben 64.

—    socialis (XIV. 14).

—    spirulaea (XXV. 32) 418 ff. 426 ff. j * Sonnwendjoch (Trias, Jura) 349. 351 Serpulit (Malm) 370. 381.

Sicheldüne 128.

140,

403.

Séquanien (Malm) 370.

Sequoia (260) ambigua (XXIV. 13). — Langsdorfii 460.

— Reickenbachi ( =Geinitzia cretacea) (XXIV. 12). o Sequoienstämme 211. o Serapistempel 65.

Sericite des Taunus (Devon) 297. Sericitgneis 186. 297.

Serpentin 174.

o Serpentinisierung 153. 174. Serpentinsand (Miocän) 393. 443. Serpula lumbricalis (XIV. 15).

Sichtung der Sedimente 95. Siderit. 192. 193.

Sinisehe Formation (Kambrium) 287. Sinkstoffe 106.

I Sinterbildung 200.

Sinterkohle 208. j Sinterterrassen 133 Sipho 285.

Siphonia tulipa (XXL 3).

Sistiana (Flysch mit Lucinen) 426.. Sistov (Apt) 393.

Sivatherium 469.

Siwalik-Fauna (Pliocän) 469.

Sizilien — Arno-Stufe (Pliocän) 442 443. 458.

*    Slavonien (Pliocän) 461. Slivenac-Marmor (Devon) 303. Smaragdit 188.

Smilno-Schichten (Oligocän) 419. Sodalith 150.

Solen vagina 449.

Solenomya Doderleini (XXVII. 10) 449. o Solfataren 51. 52.

*    Solnhofen (Jura) 367. 370. j Solnhofener Fauna 380.

— Plattenkalke (Schiefer) 380.

! o — Steinbrüche 380.

Solquellen 76.

Solutré-Stufe 493. 505 ff.

I Solva-Schichten (Kambrium) 288 o Somma 37.

Sonne 12.

Sonnenbestrahlung 22. 79. i o Sonnenstein (Oligoklas) 152.

J Sosiatal (marines Perm) 333.

Sotzka-Schichten (Oligocän) 419. 437. Î Sowerby-Schichten (Dogger) 370.

! o Spaltenklüfte 228.

Spratzige Lava 32.

Spaltentheorie 90. o Spaltquelle 73.

Spaltrisse 145.

8paniodon- Schichten (Miocän) 443. Sparnacien = Sparnacumstufe (Paleocän) 418. 424.

Spatangus-Schichten (Kreide) 393. Spateisenstein 192. 193.

Speetonton (Untere Kreide) 392. Speilöcher 77.

Sperenberg 22 f.

Spezielle Geologie 139.

Sphaerodus 391.

Sphärolithbildung 171. Sphärolithstruktur 158.

Sphaerosiderit 201.

Sphaerulites angeioides (XXII. 4) 402. - (Radiolites) cornu pastor is (XXII.

„Sprengklüfte“ 311.

Springquellen 53 ff.

Sprunghöhe 225.

Spuren der Tiere 132.

Squalodon 466. o St. Canzian (Höhle) 77. 80.

St. Cassianer Schichten (Trias) 340. 355.

St. Gerand-le-Puy, Fauna von (Miocän) 433. 442. 444.

St. John-Gruppe (Kambrium) 288. St. Veit bei Wien (= Jurakalke) 371. 377. 383.

— a. d. Triesting (Miocän) 451. Stärkegrade der Erdbeben 58.

*    Staffelbrüche 228.

Stahl Wässer 76.

2).

Sphenophyllum dichotomum (VI. 5) 260. Sphyraenodon 459.

Spiegel ( = Harnisch) 225.

» Spießeckige Verschiebung 226. Spilecco-Basalttuffe (Eocän) 426. Spirifer (264) Anosoffi 302.

— cuUrijugatus (III. 17).

(Martinia) glaber (V. 9). o — Haueri 331.

Stalagmiten und Stalaktiten 81. 191. Standfestigkeit der Gesteine 87. Stangalpe (Karbon) 323. Stapelmoränen 121.

Starhemberg-Schichten (Rhät) 340. „Starstein” (VII. 2).

*    Staßfurt—Egeln (Dyas) 323. 328. Staub 15. 127. 195.

Staumassen 239.

I Stauseen 90.

—    macropterus — paradoxus (III. 16). j Stegocephalen 312 ff.

—    (Spiriferina) Mentzeli (VIII. 18) | o Stegosaurus ungulaius 413.

355.

Steierdorf (Lias) 371.

—    mosquensis 323.

—- ostiolatus (III. 19).

:— primaevus 302.

—    rostratus (XII. 7).

—- speciósus (III. 14).

—    striatus (V. 8).

—    undulatus (VII. 13).

—    Verneuili (III. 15) 302.

—    Walcotti (XII. 6). Spiriferensandstein (Devon) 302. Spiriferina (Spirifer) Mentzeli (VIII.

18) 355.

o—- uncinata 361.

o Steilküsten 110.

Steinacher Joch (Karbon) 323. Steinfelder 103. 483.

Steinheim, Süß wasserkalk von( Miocän ) 442. (Diluvium) 492.

Steinkerne 131.

Steinkohle 130. 207 ff. Steinkohlenformation 304 ff. (Taf. V und VI).

o Steinkohlenproduktion 319. 321. Steinkreise (Cromlechs) 508.

Steinöl 212.

* o Steinsalz 192. 193. 337. 443. 449. 450.

Spirigera (Athyris) oxycolpos (XI. 15). Steinwüste 124.

Spiti-Schichten (Jura) 368.

Spizze Kalk (Trias) 356 Spondylus spinosus (XXI. 25) 392.

! Steinzeit, ältere 503.

!    — jüngere 508 ff.

399.

Stephanien (Karbon) 322. Steppenfauna 496.

* Spongien ( Spongienriffe) 262. 378. Spratzen des Silbers 49.

Steppenkalk (Pliocän) 443. 461. Steppentiere im Löß 496.

Sterculia labrusca (XXIX. 13) 261. Sternberger Kuchen (Oligocän) 418. 433.

Stettiner Sand, mariner (Oligocän) 418. 433.

Steyr (Diluvium) 482. Stickstoffatmosphäre 14. Stigmaria ficoides (VI. 13). Stigmarien 283.

Stinkkalk 203. 328.

Suessonstufe = Suessonien 425. Süßwasser 20. 74 (chemische Wirkuu gen). 86 (mechanische Wirkungen). Süßwassereis 114.

Süßwasserkalk 418. 462. Süßwassermolasse (Oligocän und Mio-cän) 418. 442. 444. Süßwasserquarzit 418. j Sukkussorische Erdbeben 58.

Sukzession 156.

® Stirnmoräne (=Endmoräne) 120 f. 477 j Sumpferzbildung 214. Stockmassen, Stöcke 230.

Stomatopsis cosinensis (XXV. 2) 406,

Stonesfieldschiefer (Dogger) 377. o Stoßkraft des Wassers 110.

Sunda-Archipel (Perm) 335. (Trias) 364.

Superga bei Turin (Miocän) 443. Sus erymanthius 468.

Svinitza (Dogger) 371. 377.

Syenit 171.

— -Gneis 185.

-— -Granit 171.

!    — -Porphyr 175.

Sylvin 329. j * Synklinale 222.

Straparollus (Euomphalus) pentangulus j Synklinaltal 89.

(V. 14).

Stratigraphie 256 ff.

Stratovulkane 34.

Streichen der Schichten 221.

Strahlstein 148.

Stramberg (Malm) 371. 382. Strandbildungen 112. o Strandlinien (Terrassen) 65. 111. Strandseen 108. Strandverschiebungen 64.

Strand wälle 112.

Syphoneen 259.

Systeme, stratigraphische 243.

* Szaszka (Kupfererzvorkommen) 396.

Streichende Verwerfungen. 226. Streptorhynchus Pichleri (VII. 15) 332. — (Orthothetes) umbraculum (III. 13). Stringocephalus Burtini (III. 18) 302. - -Kalke 298 ff. 302. 303.

Ströme 219.

Stromschnellen 88.

Stromstrich 96. 104.

Strophalosia Goldfussi (VII. 12). Strudellöcher 117.

Strukturformen der Gesteine 156 ff. Strzolka (Untere Kreide) 405. Stubensandstein (Keuper) 340. Stübels Vorstellung über den Vulkanismus 49.

Sturmfluten 109. o Stylolithen 217 ff.

Subaërische Absätze 127. 485.

T.

Tabelle des Devon 302. 303.

495.

europäischen Diluviums 494.

I --Jura 370. 371.

—    der känozoischen Formationen 415.

—    des Kambrium 288.

—    — Karbon und Perm 322. 323.

—    der Klassen und Ordnungen (Tiere und Pflanzen) 269.

:--Kreide 392. 393.

—    —- kristallinischen Gesteine 167.

—    des Neogen 442. 443.

—    — Paläogen 418. 419.

—    der primären Formationen 282.

i — — sekundären Formationen 337.

—    des Silur 291.

Subapenninenformation (Pliocän) 443. J. — der Trias 340.

Tabulaten 263. 318.

445. 457.

Subkretazisches System (Untere Krei- j Tachyhydrit 329.

o Tafelabbiegung 233.

Tafelberge 250. o Tafelländer 232. 255.

de) 392 ff.

Subpelagische Bildungen 113. Succinea ohlonga (XXVIII. 26) 488.

371.

Tafelschiefer 19t).

Talbildung 86 ff.

Talchir-Gruppe (Perm) 334.

*    Talformen 89.

Talk 150.

— -Schiefer 188.

Talleisten 92.

*    Tal quelle 73.

Talterrassen 91 ff.

Taltröge 94.

Tambacher Schichten (Perm) 323. 325. Tapes gregaria (XXVIII. 2) 445 456 ff. Tapirus Tettcri 467.

Tarannon (Silur) 291.

*> Tarawera 54. 55.

Tassello 419. 426.

Tatarische Stufe (Perm) 323. 332.

*    Tatra 240. 276. 349.

Taubach, Säugetiere von (Diluvium) 490. 493. 504.

*    Tauernkette (Archaisch) 272 ff. Taunusquarzit (Devon) 297. 302. Tchihatcheffi-Horizont (Eocän) 430. Technische Untersuchung der Gesteine

160.

Tegel 198.

Tektonische Beben 60.

Tektonische Seen 107 ff.

Terebratula ( Pygope) diphya ( XVI. 20)

—    diphyoides 391—393.

—    ( Waldheimia) gregaria (XI. 14).

o — ( Waldheimia) humeralis 370. 379.

—    {Zeilleria) impressa (XVI. 14) 379. —- insignis (XVI. 15) 380.

—    janitor 371. 382.

—    lagenalis (XIV. 2) 371. 376.

—    (Retzia) melonica (III. 21). moravica (vgl. XVI. 15).

( Waldheimia) norica 361.

(Zeilleria) numismalis (XII. 3) 371. 372.

( Terebratella, Lyra) oblonga (XIX.

3).

—    pala (XIV. 5) 377.

—    perovalis (XIV. 3 a und b) 376.

—    praelonga (XIX. 4).

—    tichaviensis (vgl. XVI. 15) 382.

—    ( Waldheimia) trigonella (XVI. 16)

380.

— (Coenothyris) vulgaris (VIII. 17) 344. 355.

Teredo 451.

Terra rossa 76.

Terrassen 91—93. 109. 133. 245. 481. Terrassendiluvium 481.

ostafrika usw. 470.

Tellina planata (XXVII. 4) 449 452. Tellinensande (Miocän) 452. Temperaturschwankungen 80.

*    Temperatur Verteilung (Gotthard

tunnel) 23. 24 ( Simplontunnel) 275. Tentaculitenkalk ( Schiefer, Silur) 293. J (Devon) 300. 303.

Tentaculites (265) acuarius (I. 6). Tephrit 178.

*    Teplitzer Braunkohlenbecken (Ter

tiär) 434.

-    Schichten (Obere Kreide) 393. 399. Terebratella {Lyra, Terebrirostra) Lyra

(XXL 14).

—    (Megerlea) pectunculoides (XVI. 19). Terebratida (264) Andleri (XII. 4) 373.

—    Aspasia (XII. 5) 371.

—    bullata (sphaeroidalis) (XIV. 1).

—■ carnea (XXI. 13).

-    digona (XIV. 4) 371. 377.

Tektonische Veränderungen in Nord- Terrigene Bildungen 113.

Tertiär 414 ff., Verteilung von Pest land und Meer 416.

Teschener Schiefer und Kalk ( Untere Kreide) 371. 393. 404 ff. Teschenit 173.

Tetrabranchiaten 266.

Texas (Perm) 323.

Textularia carinata (XXVI. 25). Textur 156 ff.

Thalassites (Gardinia) Listeri (XII. 13). Thanetsande, Thanetstufe = Tha-netien (Paleocän) 418. 424. Thecidea digitata (XXL 12). Thecosmilia (Lithodendron) trichotoma (XVI. 5). 380.

Thenay, Feuersteine von 503. Thermaltheorie 83.

Thermen 75.

Thermenlinie, niederösterreichische 349. 448.

Theromorphen 411.

„Thetis“ 257. 368.

Transversarius-Schichten (Malm) 370. Trapp 183.

Traß 180. 202.

Travertin 82. 132. 191. 418. 443. 490 Treibeis 114. 123.

Treibholz 112. (von Kalksburg) 451. Tremadictyon reticulatum (XVI. 1) 379.

Tremadoc (Untersilur) 291. Trematosaurm 341.

Tremolit 148.

Tremośna-Konglomerat (Kambrium) 289.

Trenton-Kalk (Silur) 291. Triacanthodon (Triconodon) serrula

(XVIII. 11) 381.

Trias (Taf. VIII—XI) 337. 338. 340.

—    alpine 339. 346 ff.

—    asiatische 364 ff.

—    deutsche (germanische) 339 ff. Triasstufen der Alpen (nach Bittner)

340.

o Triceratops prorsus 412 ff.

! Trichite 157.

Thiede, Faunen von (Diluvium) 488. Thrakische Stufe (Pliocän) 442. 443. | 463 ff.

*    Thüringen (Trias) 343.

*    Thüringerwald (Dyas) 326.

Thylacoleo 500.

Tiefe der Meere 16. 17.

Tiefengesteine 140. 167 ff.

Tiefenstufe, geothermische 22. Tiefländer 244 ff.

Tief quellen 72.

Tiefseebildungen 113 ff. 199. o Tiefseekalkschlamm 113. 199.

Tiefste Bergbaue 22.

Tierreich 261 ff.

Timan-Kalk (Perm) 323.

Tischsteine (Dolmen) 508.

Titanit 150.

o Titanotherium (Brontotherium) ingens 419. 440.

Tithon 370. 371. 381 ff.

Toarcien (Lias, Dogger) 370.

Ton 198.

Tonalit 173.

* Triest (Macigno) 427.

Trigonia (231) caudata (XIX. 11).

—    costata (XIV. 9) 376. 378. o — gibbosa 371. 381.

—    navis (XIV. 8) 370. 375.

—    sulcataria 399.

Trilobiten 267. 286.

Triloculina (261) gibba (XXVI. 22). Trinkwasser 74.

Trinodosus-Schichten (Trias) 340. Trinudeus ornatus (I. 15) 291 ff.

—    -Schiefer (Untersilur) 291. Trionyx vindobonensis 456.

Tripel 214. 259. 261.

Tritylodon 414.

Trochitenkalk (Muschelkalk) 340. 344. Trochoceras optatum (II. 13).

Trochus patulus (XXVII. 21).

—    podolicus (XXVIII. 8).

Trogform der Täler 88. 108. Trogkofelkalk (Perm) 323. 332. Tropenzone, Charakterpflanzen der

129.

Tropfsteine 77. 81. 191.

Tropiłeś subbullatus-Schichtcn 340. Trümmergesteine 95. 200.

Tonglimmerschiefer 189.

Tongrien — tongrische Stufe (Oli- ; * Trifail (Braunkohle) 436. 439. gocän) 418.

Tonmergel 205.

Tonschiefer 199.

Topf stein 188.

Torer Schichten (Trias) 340. 358.

Torf (Moos-, Rasen-, Heide-, Holztorf)

130. 211.

Torfmoore 132.

Torfmoorstufe (Diluvium) 494.

Tortonien = tortonische Stufe (Mio-cän) 442 ff. 445.

Torulosus-Tone (Dogger) 370.

Totes Meer 19.

Tourtia (Kreide) 392. 397.

Toxaster complanatus (XIX. 1) 391. j 392.

Trachyt 176.

* Trachytische Gebirge 176. 177.

Trachytlava 32.

Trachytpechstein 176.

Transgression 21 225. 255, des Jura 369, der Kreide 386, des Oligocän 432, der sarmatischen Stufe 401.

Transportation 95 ff.

Transversale Schieferung 199.

Trum, Trümmer (,,Trümer⁵') 225.

Tschermak-Becke, Einteilung der kri- ł Übersprung 226.

stallinischen Schiefer 190.    Übertiefung der Haupttäler 94.

Tschernosjom (Schwarzerde) 127. 199. ; o Uferabbrüche (Odessa) Tschokrakkalk (Miocän) 443.

Tuchorschitz (Miocän) 443.

Tüfferer Grünsand (Miocän) 450.

—    Mergel (Miocän) 450.

Tuffe, vulkanische 33. 181.

Tuffkegel 36.

Tuffkreide (Obere Kreide) 401.

Tullykalk (Devon) 303.

Tumuli 508.

Tundrenfauna 496.

Turbo rectecostatus (VIII. 16). o — solitarius 360.

Turbonilla montis crucis (VII. 20).

Turmalin 150.

—    -Pegmatit 169.

Turneri-Tone (Lias) 370. 372.

Turon = Turonien 390. 392. 393.

332.

Umwallungsseen 107.

Undulatorische Erdbeben 58. Ungulitensandstein (Kambrium) 288. o Unio Stachei 462.

Untersberg, Marmor (Kreide) 393. o Ur (Auerochs) 491.

Uralit 173.

Urgebirge 270 ff.

Urgneis 277.

Urgonstufe = Urgonien 392. 393. Urstromtäler 106. 480 ff.

Ursus Deningeri 492.

Turritella bicarinata (XXVII. 18) 451. o-— spelaeus 488 ff. 492.

— cathedralis (XXVII. 20) 449. 451.

Turrilites (267) Bergeri 393. 396. — catenatus (XX. 9) 396.

U.

Überdeckungsschollen 239 ff. o Überfallquelle 73.

Überfaltung 238.

Überfaltungsdecken 238. 239. Übergangsgebirge 280.

Überkippung 222.

Überlagerung 224. 225.

Überrindung, Überkrustung 130. 131. Überschiebung 225 ff. 240. 241. 352. 478

Übersicht über das Auftreten der Klassen und Ordnungen der Organismen 269.

—    der gesteinsbildenden Mineralien 148—151.

der Kristallgestalten der wichtigen gesteinsbildenden Mineralien 155.

—    der kristallinischen Massengesteine 167.

—    des Pflanzenreiches 259 ff.

—    der Eigenschaften der rhomboedri-schen Karbonate 193.

—    der Sedimentformationen 243.

Übersicht des Tierreiches 261 ff.

102 f.

Uferbildungen des Meeres 112. U-Form der Täler 87.

Uinta-Schichten (Oligocän) 439. Uitenhage-Schichten (Untere Kreide) 406.

Ullmannia (260) Bronni (VII. 4). 328.

Urtonscbiefer 189. 278.

Urvogel („Eidechsenvogel“, XVIII. 7). Urzeit 270.

Uticaschiefer (Silur) 291.

Y.

Vaginatenkalk (Silur) 291.

Valangien = Valanginstufe (Untere Kreide) 391 ff. 393.

Valenciennesia annulata (XXVIII. 10) 490 ff.

Valenciennesienschicliten (Pliocän) 443. 460.

Val Sugana-Brüche 346.

Valvata variabilis 461.

Van’t Hoff’s Theorie der Bildung der Salzablagerungen 331.

Varians-Schichten (Jura) 370.

Variolitstruktur 158. 173.

Variskisches Gebirge 255. 320.

Varna (Eocän) 419. (Miocän) 443.

Vatikan, Mergel vom (Pliocän) 443.458.

Vellach in Kärnten, Korallenkalk von (Devon) 303.

Venericardia (Gardita) planicosta (XXV. 25) 425.

Ventriculites striatus (= infundibuli-formis) (XXI. 4).

Venus multilamella (XXVII. 6) 445. j 451. 456.

— umbonaria 451 ff. 465.

Veränderungen der Landverbindungen 257. 469 ff.

Verbreitung des tierischen Lebens 257.

Verde antico 174.

Verdunstung 71.

Verflachen (= Einfallen, Fallen) 221.

Vergleich der rhomboedrischen Karbonate 193.

o Vergletscherung der Alpen (Eiszeit) 476 ff.

Veringendorf und Veringenstadt, Faunen von (Oligocän) 432.

Verkieselte Stämme 327. 463.

Verkohlung 130. 207. o Verlandungen 106. 107. o Vermurung der Talbcden 97 ff.

* Vernon-Beauvais in Nordfrankreich (Kreide) 386.

Verrucano (Perm) 323. 331.

Verruculina auriformis (XXI. 9).

Verschiebung der Flüsse 105. o — der Schichten 226 ff.

Versteinerungen 129 ff. 256.

Vertebraten 267.

Verteilung der Festländer und Ozeane

16.

Verwerfer 226.

Verwerfung 225 ff 242. Verwerfungsquelle 73.

* Verwerfungstal 89. 91. o Verwilderung der Flüsse 103—105.

Verwitterung 130 ff. 161. 171. o Vesuv 28—32. 35—37. 41—44. Vicentinisches Tertiärgebiet 426. 436. 445.

Violiter Schichten (Devon) 302.

Vilser Schichten (Jura) 371. 377. Vindelicisches Gebirge 428. Vindobonien (Miocän) 442.

Vinitzer Schiefer (Silur) 291 ff. Virgloriakalk (Trias) 340. 350.

Visé in Belgien (Karbon) 322. Vitrioleszieren 199.

Vitriolschiefer 199.

Vitro phyr 175.

Vivipara (Paludina) altecarinata (XXVIII. 32).

--Br usinai (XXVIII. 30).

---Desmanniana (XXVIII. 31).

--Hörnesi 461.

— — notha 461.

--stricturata 461.

--Sturi (XXVIII. 34) 461.

-— — Vukotinovici 461.

--Zelebori (XXVIII. 33) 461.

Viviparen der levantinischen Stufe 463. Vögel 268. j * Vogesen—Schwarzwald 251. Vogesensandstein (Trias) 340.

Vola ( Janira, Beeten) aequicostata 400. --digitalis (XXI. 27).

—    — quadricostata 401.

I — — quinquecostata (XXI. 26). Voltzia (260) heterophylla (VIII. 1). Voltzien-Sandstein (Trias) 342. Volumen der Hydrosphäre 17.

; * Vorarlberg (Untere Kreide) 394.

Vorbasaltische Braunkohlen 419. 434. j Vorbeben 58. 59. j Vorkambrium 279.

! o Vulkane 28 ff.

—    erloschene 39.

—    homogene (massige) 34. 47.

* — Profile 31.

o — in Reihen 29.

—    der Schwäbischen Alb 30. 38.

Verwachsenkronblättrige Pflanzen 261.    — zusammengesetzte 37.

Vulkanembryonen 38. Vulkaninseln 38 f. 248. Vulkanische Asche 32. 40.

I o — Ausbrüche 39 ff. j o — Bomben 33.

I — Breccien 196.

— Dämpfe 40.

I — Erdbeben 56 ff. 60. j — Gesteine 140. 176 ff.

I — Sande 32.

‘ o — Spalte (Tarawera) 54.

! — Tuffe 33. 202.

Vulkanismus, Wesen des 49 ff. I o Vulkanruinen 34. 39.

w.

Waderner Schichten (Perm) 325. Waldbestände 71.

Wälder, verkieselte 327. Wälderschichte von Cromer (Pliocän) 442. (Diluvium) 495. Wäldertonformation (Wealden) 337. 381. 392.

Wärmeverhältnisse (der Sonne) 12. (der Atmosphäre) 15. (der Lithosphäre) 23.

Walchia (260) piniformis (VII. 1). Waldbettstufe (Diluvium) 494. Waldenburg (Karbon) 314. 323. Waldfauna (Diluvium) 496. Waldgrenze (polare) 129. o Waldheimia (Terebratula) Immeralia 370. 379.

—    (Terebratula) trigonella (XVI. 16) 380.

Walkererde 198.

Wallmoränen 121 (diluviale) 494. o Wallriffe 134 ff.

Wallseen 107.

Wand erbeben 60.

Wandermoränen 121.

Wandern der Meere 21. 68.

*    Wartburg (Rotliegendes) 326. Wasatch-Schichten (Paleocän) 419.

424. 438.

Waschberg (Eccän. Granit) 419. 428. Wrasser, geologische Wirkungen 70 ff. 86.

—    hartes 74.

—    überhitztes 49.

—    weiches 74.

Wasseranalysen 74. 75.

Wasserdampf (vulkanischer) 39. Wasserdruck der Sturm wellen 110. Wasserdurchlässigkeit der Gesteine 166.

*    o Wasserfälle 88 ff. 94.

Wassergefälle 95 ff. Wassergeschwindigkeit 100 ff. Wassersatte Gesteine 163. Wasserscheiden 86. Wasserstandsschwankungen 96. Wasserstoffatmosphäre 14. Waterlimekalk (Silur) 291. Wattenmeer 110.

*    Wealden 388. 390 ff. 407. o Wechsel 225 ff-

o Wechsellagerung, auskeilende 221. „Weiße Mergel“ von Beoćin (Pliocän) 460.

Weißenberger Schichten (Kreide) 393. 398.

Weißer Jura = Malm 370. 371 (XVI—XVIII). 378—382. Weißliegendes 323. 324.

Weißstein 187.

Wellenbrecher 110.

Wellenkalk (Trias) 340. 343. Wellenschlag 109.

o Wellenschlagspuren(Ripplemarks) 215. Wemmélien (Eocän) 418.

Wengener Schichten (Trias) 340. 355. Wenlock-Schichten (Silur) 291. Werfener Schiefer, Schichten (Trias) 337. 340. 353.

Wernsdorfer Schichten (Unt. Kreide) 393. 405.

Wesenbergsche Schicht (Silur) 291. Wesentliche Gesteinsbestandteile 141.

*    Westalpen (Zentralstöcke) 252.

*    Westfälisches Kohlenbecken 306.

*    Westfälische Pforte (Jura) 367. Westfalien (Karbon) 322.

Wetter, schlagende 130.

Wetterau, Braunkohle (Miocän) 442. Wetterbeständigkeit des Gesteins 165. Wettersteinkalk (Trias) 340. 353. 354. Wettin, Kohlen (Karbon) 323. Weyburn Crag (Diluvium) 495.

White River-Schichten (Oligocän) 419.

440.

*    Widersinniges Einfallen 223 ff. 226.

*    Wiederfaltung 235. 236.

Wieder Schiefer (Devon) 302.

*    Wieliczka (Miocän) 420. 449. o Wiener Becken 445 ff. 447.

—    alpiner Teil 446.

—    außeralpiner Teil 446.

Wiener Bucht 351 (Tertiär). 446.

o Wiener Sandstein 393. 420.

Wiesenerz 214. o Wildbachverheerungen 95.

Willendorf (Diluvium) 505. o Winderosion 124 ff. 216.

Wisent 491.

Wissenbacher Schiefer (Devon) 298. o * Witwatersrand-Konglomerate (Karbon ?) 318.

Wollersdorf (Miocän) 451.

Wolayer Thörl in Kärnten (Devon) 303.

Wolgastufe (Jura-Kreide) 385.

*    Wolmersdorf in Niederösterreich (Graphit im Archaischen) 272. Woolwich-, Readfng- und Oldhaven-

Schichten (Paleocän) 418. 423. o Workotsch bei Aussig 182.

*    Wormrevier (Karbon) 297. 322. Würmer 264.

*    Würmvergletscherung 482. 494. o Wüsten 124 ff. 304.

„Wurzeln“ der „Deckschollen“ 240. Wyoming (Jura, Kreide) 412. 413.

X.

Xiphodon 439.

Y.

o Yeliowstone-National-Park 53. 55. Yoldia (Leda) arctica 497.

— -Zeit 493.

Yoldientone (Diluvium) 497. Yprésien (Eocän) 418. 425.

z.

Zahoraner Schichten, Schiefer (Silur) 291 ff.

Zancleano (Pliocän) 442. 458. Zanclodon 345. 411.

— -Schichten (Keuper) 340. Zaphrentis cornu copiae (V. 4). Zechstein (Dyas) 323. 324. 328 ff.

Zechsteinkalk 328. Zechsteinkonglomerat 328.

Zeilleria ( Terebratnla) numismalis (XII. 3).

Zeitalter, geologische 243. Zellendolomit (Zellenkalk) 203. 344. Zementmergel 205.

Zentrale Erdbeben 64.

Zentralgneis 278.

Zentralmassen der Gebirge 168. 274. Zentralplateau von Frankreich (azoisch) 274.

Zentroklinal 223.

Zersetzung 79.

Zerstörende Wirkungen des Meeres

110 ff.

o Zeugenlandschaften 124. 127. 250. Zeuglodon 441. 466.

Zirknitzer See 77.

Zirkon 150.

Zirkonsyenit 171.

Zirkusform 88.

Zonen der Ostalpen 446.

Zoogene Gesteine 133. 202. Zugfestigkeit 164.

Zugwirkung 200.

Zusammensetzung (stoffliche) des Erd-innern 26.

Zuschüttung 108.

Zweiglimmergneis 187. Zwischeneiszeiten (Interglazialzeiten) 475.

Zwickauer Revier (Karboni 314. 323.

TAFEL I.

Kambrium (Fig. 1,3,4, 8—13), Silur (Fig. 5—7, 14—16, 20—24) und Devon (Fig. 17—19).

Fig. 19. Phacops cephalotes Corda. Aus dem böhmischen Mitteldevon (Stufe Ggx), dem unteren Knollenkalk. Eingerollter Trilobit mit sehr großer Glabella und großen, zusammengesetzten (facettierten) Augen.

Fig. 20. Monograptus priodon Bronn. Etwas vergrößerter einzeiliger Graptolith aus dem böhmischen Obersilur (Stufe Eex), den Littener Schiefern. Viele hornig-chitinöse Einzelzellen an einer Achse. 20«. Vergrößerte Zellen. Die systematische Stellung der Graptolithen ist noch unsicher. Gewöhnlich rechnet man sie zu den Hydromedusen.

Fig. 21. Fig. 22. Fig. 23. Fig. 24.

Diplograptus palmeus Barr. Aus den Littener Schichten {E ex) bei Prag. Didymograptus Murchisoni Beck. Aus dem Untersilur von Wales. Phyllograptus typus Hall. Aus dem Untersilur von Canada. Monograptus turriculatus Barr. Aus den Littener Schiefern (Stufe Ee.±) bei Prag. Spiral- und turmförmig gewunden.

Fig. 24 « (zwischen Fig. 12 und 13). Rastrites Linnéi Barr. Aus den Grapto-lithenschiefern E von Zelkowitz bei Prag.

Toula, Geologie. 3. Aufl.    &

Fig. 1. Oldhamia antiqua Forbes. Aus dem Kambrium Irlands. Wurde teils zu den Hydrozoen, von anderen Autoren zu den Algen gerechnet. Jetzt hält man diese Gebilde für eigenartige Runzelungen der Schichtoberflächen infolge des Gebirgsdruckes („Cleavage“-Erscheinungen).

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2.    Lingula spec., lebende Form.

3.    Lingula prima Emmons. Brachiopode mit fast gleichklappiger hornig-

kalkiger Schale. Aus dem oberen Kambrium Englands („Lingula“-Schichten).

Fig. 4. Obolus Apollinis Eichwald. Brachiopode aus dem 0&o?«s-(Unguliten-) Sandstein des baltischen Kambrium. Von außen und innen. Mit den Schließmuskeleindrücken in der Mitte der hornig-kalkigen Schale.

Fig. 5. Echinosphaerites aurantium Hisinger. Aus der Ordnung der Cystoideen.

Aus dem baltischen Untersilur (Vaginatenkalk). Ein blasenförmigkugeliger, aus Kalkspattafeln zusammengesetzter Körper. Unten die Ansatzstelle des kurzen Stieles, oben Spuren der Ansatzstellen der um den Mund stehenden, kurzen Arme. Das runde Loch ist die Genitalöffnung. Die fünfzählige Pyramide bedeckt die Afteröffnung.

Fig. 6. Tentaculites acuarius Richter. Schale eines vielleicht zu den Flossenfüßern (Pteropoden) zu rechnenden, oft ganze Schichten erfüllenden Fossils aus dem Obersilur.

Fig. 7. Conularia grandis Barrande. Ein der systematischen Stellung nach gleichfalls fragliches Fossil (vielleicht zu den Pteropoden gehörig) aus dem böhmischen Untersilur ( Quarzitstufe).

Fig. 8. Paradoxides bohemicus Boeck. ¹/₂ natürl. Größe. Trilobit aus dem böhmischen Kambrium (Stufe G = Primordialfauna) von Jinetz. Pygidium (Schwanzschild) sehr klein.

Fig. 9. Olenellus Kjerulfi Linars. Trilobit aus dem schwedischen Unterkambrium (Olenellus- Stufe).

Fig. 10. Olenus truncatus Brünnich. Aus den oberkambrischen Alaunschiefern (Olenus-Schichten) von Schweden (Schonen, Öland usw.). Auch in England, Nordamerika. Fehlt in Böhmen.

Fig. 11. Agnostus pisiformis Linné. Aus den Alaunschiefern des baltischen Kambrium. Vergrößert. Trilobit mit ähnlich geformtem Kopf- und Schwanz Schilde.

Fig. 12. Conoceplialites Sulzeri Schlotheim. Verkleinerter Trilobit aus dem böhmischen Kambrium von Jinetz in Böhmen.

Fig. 13. Ellipsocephalus Hofft Schloth. Aus den Jinetzer Schichten.

Fig. 14. Dalmanites socialis Barr. ²/₃ natürl. Größe. Trilobit aus den untersiluri-schen Quarzitschichten v. Drabov in Böhmen ( Stufe Dd₂ nach Barrande).

Fig. 15. Trinucleus ornatus Sternberg. Trilobit mit breitem Saume um das Kopfschild; aus dem böhmischen Untersilur (Stufe Dd₃_₄).

Fig. 16. Illaenus crassicauda Dalman. Aus dem schwedischen Untersilur.

Fig. 17. Harpes venulosus Corda. Aus dem böhmischen Unterdevon (Stufe Ff., nach Barrande) von Konieprus. Kopfschild mit hochgewölbter Glabella („Kopfbuckel“), kleinen Augenhöckern und breitem Saume.

Fig. 18. Bronteus palifer Beyrich. ¹/₃ natürl. Größe. Aus den hellen Kalken von Konieprus (Stufe Ff ft). Scharfe Abgrenzung der Glabella gegen die Wangen. Sichelförmige Augen (fein facettiert), flaches fächerförmiges Pygidium.

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Silur und Devon (Fig. 12).

Fig. 1. Atrypa reticularis Linné. Aus dem Obersilur (Stufe Ee₂, Kuchelbader Schichten) bis ins Devon. Weitverbreiteter Brachiopode mit Spiralkegeln, deren Spitzen gegen die Mitte der großen Klappe gerichtet sind..

Fig. 2. Chonetes striatella Dalm. Aus dem schwedischen Obersilur.

Fig. 3. Pentamerus Knighti Sowerby. Aus dem englischen Obersilur. Weitverbreiteter Brachiopode mit durch Stützplatten gekammerter Schale.

Fig. 4. Cardiola interrupta Sow. Bivalve aus dem Obersilur (Stufe Ee₂) in Böhmen. Weitverbreitete Art.

Fig. 5. Pterinea retroflexa Wahlenberg. Bivalve mit geradem Schloßrande.

Vorne ein kurzes Ohr, nach rückwärts geflügelt. Aus dem schwedischen Obersilur.

Fig. 6. Orthoceras (Endoceras) vaginatum Schloth. Aus dem Vaginatenkalk des baltischen Untersilur. Eine gerade gestreckte Cephalopodenschale mit randständigem, großen Sipho.

Fig. 7. Orthoceras annulatum Sow. Aus dem Obersilur Böhmens (Stufe E e₂) mit ein wenig exzentrischem Sipho.

Fig. 8. Orthoceras reguläre Schloth. Aus dem Obersilur. Mit zentralem Sipho.

Fig. 9. Cyrtoceras corbulatum Barr. Etwas verkleinert. Aus den Kuchelbader Kalken (Stufe Ee₂) von Dvoretz. Sipho gegen die konvexe Außenseite gerückt.

Fig. 10. Phragmoceras Broderipi Barr. ¹/₃ natürl. Größe. Aus derselben Stufe.

Von der Seite und von vorne. Mündung mit nach einwärts geschlagenen Lappen. Die größere Öffnung für den Kopf, die kleinere (an der konkaven Innenseite) für den Trichter. Der Sipho an der Konkavseite (Innenseite).

Fig. 11. Pentamerus conchidium Dalman. Aus dem Obersilur von Gotland.

Fig. 12. Gyroceras alatum Barr. Aus dem böhmischen Unterdevon (Hercyn) (Stufe Ff₂) von Konieprus. Offene Windung. Der Sipho an der konvexen Außenseite (Fig. 12 a).

Fig. 13. Trochoceras optatum Barr. Spirale aus der Ebene gewunden, mit rundem Querschnitte. Sipho gegen die konvexe Seite zu. Aus den Kuchelbader Kalken (Stufe E e₂).

Fig. 14. Gomphoceras bohemicum Barr. Gerade gestreckt wie Orthoceras, nur kurz. Mündung, durch eingeschlagene Lappen verengt, T-förmig. Von Dvoretz (Stufe E e₂).

Fig. 15. Ascoceras bohemicum Barr. Flaschenförmig mit an der Seite liegenden Luftkammern. Aus dem böhmischen Obersilur (Stufe Ee₂).

Fig. 16. Nautilus bohémiens Barr. ¹/₃ natürl. Größe. Die scheibenförmige Schale in der Ebene gewunden. Aus derselben Stufe von Karlstein.

Fig. 17. Lituites lituus Montfort. x/₆ natürl. Größe. Aus dem schwedischen Untersilur. Der letzte Umgang stabförmig verlängert.

Die Formen von Fig. 6—10 und 12—17 gehören zu den Nautiloideen. Durchwegs Formen mit einfach gekrümmten Scheidewandlinien.

Fig. 18. Eurypterus pygmaeus Salter. Sehr verkleinert. Aus den Übergangsschichten („Passage beds“) von Ludlow in England. Ein kleinerer Vertreter der zum Teil riesigen (sie werden bis über 2 m groß), paläozoischen Gigantostraken.

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TAFEL III.

Devon 1.

Fig. 18. Stringocephalus Burtini Defrance. Aus dem rheinischen Mitteldevon, z. B. von Paffrath bei Köln. Auch sonst weitverbreitete Art. Unter dem Schnabel der großen Klappe inmitten der Area ein aus zwei Plättchen bestehendes Gebilde (Deltidium) mit einer mittleren Öffnung. Im Innern ein Armgerüst und in der Schalenmitte eine vom Schnabel hinabziehende Platte (Medianseptum).

Fig. 19. Spirifer ostiolatus Schloth. Aus dem rheinischen Mitteldevon. Eine weitverbreitete Art.

Fig. 20. Rhynchonella cuboides Sow. Die Rhynchonellen haben eine feinfaserige, zumeist gefaltete Schale. Die genannte Art ist weitverbreitet in der unteren Abteilung des Oberdevon.

Fig. 21. Terebratula melonica Barr. Aus dem böhmischen Devon (Stufe Ff₂) von Konieprus.

Fig. 22 a, b, c, d. Rhynchonella princeps Barr. Aus denselben Schichten von Konieprus und Karlstein.

Fig. 23. Pterinea lineata Gldf. Eine Bivalve aus dem rheinischen Unterdevon von Niederlahnstein in Nassau.

Pig. 1. Pleurodictyum problematicum Ooldfuß. Abdruck der Oberseite eines Korallenstockes, dessen röhrige Zellen durch Röhrchen miteinander in Verbindung stehen. In der Mitte ein schmarotzender Röhren wurm. Aus dem rheinischen Unterdevon (Coblenzer Grauwacke). Ähnliche Formen aus dem Unterdevon am Bosporus.

Fig. 2. Cyathophyllum hexagonum Gldf. Korallenstock aus dem rheinischen Mitteldevon (Kalk von Gerolstein).

Fig. 3. Cyathophyllum ceratites Gldf. Einzelkoralle aus denselben Ablagerungen. Weitverbreitete Art.

Fig. 4. Aulopora serpens Gldf. (= A. repens Knorr). Eine wie kriechend wachsende Röhrenkoralle mit rundlichen Zellmündungen ohne Radialscheidewände. Aus der unteren Abteilung des rheinischen Mitteldevon.

Fig. 5. Calceola sandalina Lamarck. („Die Pantoffelmuschel“.) Eine gedeckelte Einzelkoralle aus der unteren Abteilung des Eifler Kalkes. Auch sonst weit verbreitet.

g. 6. Cyathophyllum caespitosum Gldf. Ein verästelter Korallenstock aus dem Devonkalk von Gerolstein in der Eifel, g. 7. Heliolites porosa Gldf. Ein massiger Korallenstock mit prismatisch röhriger Körpermasse (Coenenchym), in welche die Zellen mit kurzen radialen Leisten eingesenkt sind. Mit Querscheidewänden (Böden). Unteres Mitteldevon der Eifel; eine weitverbreitete Art, z. B. auch aus Mähren und aus den Ostalpen bekannt.

Fig. 8. Calamopora polymorpha Gldf. Aus denselben Schichten. Korallenstock, verschiedenformig mit prismatischen Zellen.

Fig. 9 und 10. „Schraubensteine“. Steinkerne aus Seelilienstielen. Aus dem Unterdevon von Rübeland am Harz. Die Stielglieder selbst sind zerstört.

Fig. 11. Cupressocrinus crassus Gldf. Aus dem rheinischen Mitteldevon. Seelilie mit abgerundet vierkantigem Stiele mit vier Nahrungskanälen um einen fünften, in der Mitte stehenden. Über dem fünfzähligen, schüsseltörmigen Kelche erheben sich fünf ungeteilte Arme mit feinen Anhängen (Pinnulae) an den Seiten.

Fig. 12. Hysterolithes vulvarius Schloth. Steinkern einer Brachiopodenschale (Orthis striatula Schloth.). Aus dem rheinischen Spiriferensandstein (Unterdevon), z. B. von Niederlahnstein.

Fig. 13. Orthothetes (Streptorhynchus) umbräculum Schloth. Brachiopodenschale mit geradem Schloßrande, aus dem rheinischen Unter- und Mitteldevon. Die große Klappe mit dreieckig begrenzter Erhöhung unter dem Schnabel und einem Schlitz zum Durchtritt eines Haftorgans.

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Fig. 14. Spirifer speciosus Schloth. Aus dem Eifler Kalk von Gerolstein. Brachiopodenschale mit dreieckigem Loche auf der verlängerten dreiseitigen Fläche (Area) unter dem Schnabel (Wirbel) der großen Klappe. Im Innern an der kleinen Klappe ein Spiralgerüst (man vgl. Taf. V, Fig. 8) als Stütze der „Arme“.

Fig. 15. Spirifer Verneuili Murch. Aus dem unteren Oberdevon in Belgien, England, am Rhein (Cuboides-Schichten) usw.

Fig. 16. Spirifer macropterus Gldf. = paradoxus Schloth. Steinkern aus dem rheinischen Spiriferensandstein.

Fig. 17. Spirifer cidtrijugatus Roemer. Aus den oberen Schichten des rheinischbelgischen Unterdevon und des unteren Mitteldevon.

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TAFEL IV.

Devon 2,

Fig. 1. Goniatites (Manticoceras) intumescens Beyr. Aus dem unteren Oberdevon (Stufe des G. intumescens). Ein Céphalopode mit engem Nabel, mit einem tiefen Seitenlappen der Lobenlinie und an der Außen-(Extern-) Seite verlaufendem Sipho.

Fig. 2. Goniatites (Tornoceras) simplex v. Buch. Stark eingerollte Form aus denselben Schichten.

Fig. 3. Clymenia undulata Münster. Aufgerollter (evoluter) Céphalopode mit weitem Nabel, einem winkeligen Seitenlobus; der Sipho an der Innenseite. Im oberen Oberdevon (Clymenienkalk) weit verbreitet.

Fig. 4. Orthoceras cf. Schlotheimi Quenst. Ein Geradhorn aus dem Mitteldevon von Wissenbach (Wissenbacher Schiefer) mit randständigem Sipho.

Fig. 5. Homalonotus armatus Burmeister. Stark verkleinert. Aus dem rheinischen und englischen Unterdevon. Homalonotus ist eine weitverbreitete Trilobitengattung des Silur und Unterdevon.

Fig. 6. Cypridina serratostriata Sandberger. Kleiner Muschelkrebs mit zwei-klappiger Schale. Aus dem Oberdevon. Cypridinenschiefer von Nassau.

Fig. 7. Holoptychius nobilissimus Agassiz. Aus dem Old Red von Elgin in Schottland. Fig. 7 a. Einzelne Schuppe, um die Emailwülste zu zeigen. Der Kopf mit Panzerplatten, der Körper mit Ganoid-(Schmelz-) Schuppen. (Knochenplatten mit Emailüberzug.)

Fig. 8. Osteolepis major Ag. Old Red-Fisch. x/₂ natürl. Größe. Unsymmetrisch gebaute Schwanzflosse. Der Körper mit rhombischen Ganoidschuppen bedeckt. Paarige Brust- und Bauchflossen. Je zwei Rücken- und Afterflossen. Bezahnte Kiefer. Schottland.

Fig. 9. Coccosteus decipiens Ag. Gepanzerter Fisch aus dem Old Red von Schottland und Livland. Von der Seite. Etwa x/₆ natürl. Größe.

Fig. 10. Gephalaspis Lyelli Ag. Old Red-Fisch aus Schottland. Etwa ¹/s natürl.

Größe. Der Kopf mit einem einfachen Schilde bedeckt. Der Körper mit rhombischen Schmelzschuppen. Unsymmetrische Schwanzflosse (heterocerk).

Fig. 11. Pterichthys cornutus Ag. Aus dem schottischen Old Red. Kopf und Rumpf gepanzert. Schwanz beschuppt. Seitliche Ruderorgane (von O. Abel als Fangarme gedeutet) gleichfalls gepanzert.

Fig. 12. Coccosteus oblongus Ag. Ansicht von oben, um die Anordnung der Panzerplatten zu zeigen. Old Red von Schottland und Livland.

Fig. 13. Pteraspis truncatus Huxley und Salter. Mittlere Rückenschildplatte dieses Panzerfisches aus dem Old Red.

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Karbon 1. (Koblenkalk und Kulm.)

Fig. 1. Fusulina cylindrica Fischer. Spindelförmige, getreidekorngroße Foraminiferenschale mit fünf bis acht vollkommen involuten, faltig gekammerten Umgängen. Im marinen Oberkarbon (jüngeren Kohlenkalk) massenhaft auftretend. Rußland, Nordamerika, China. Auch in den Ostalpen (Kärnten). Fusulinen der Gattung Schwagerina, reichen bis in die Permsche Formation.

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2.    Chaetetes capillar is Keyserling. An die Röhrenkorallen (Favositideen)

anschließender Korallenstock. Im russischen Berg- und Kohlenkalke sehr häufig.

3.    Lithostrotion basaltijorme Fleming. Korallenstock aus dem Bergkalke.

4.    Zaphrentis cornucopiae Milne Edwards. Im Kohlenkalke weitverbreitete

Einzelkoralle mit einer tiefen Furche in der Medianebene des Kelches.

Fig. 5. Pentremites florealis Say. Eine Seelilie (Knospenstrahler, Blastoidea) ohne Arme mit fünf kompliziert gebauten Röhrensystemen (Pseudoambu-lacralfelder). Kurzstielig. Aus dem nordamerikanischen Kohlenkalke.

Fig. 6. Poteriocrinus crassus Miller. Rundes, dickes Stielbruchstück aus vielen Scheiben mit radial gestreiften Berührungs-( Gelenks-) Flächen. Die seitlichen Narben: Ansatzstellen für kräftige, ebenfalls gegliederte Ranken. Auch im ostalpinen Kohlenkalke vörkommende Seelilie.

Fig. 7. Palaëchinus elegans M’Coy. Kugeliger Seeigel aus dem irländischen Kohlenkalk. Aus Kalkspattafelreihen bestehend, die in fünf Zonen, durch fünf Doppelreihen von durchbohrten Täfelchen (Ambulacral-zonen) von einander geschieden werden. Die Tafeln mit kleinenWärzchen.

Fig. 8. Spirifer striatus Martin. Weit verbreiteter Spirifer aus dem Kohlenkalke.

Die kleine Klappe ist zum Teil weggebrochen, um die beiden Spiralkegel zu zeigen. Die Schale gerippt.

Fig. 9. Spirifer (Martinia) glaber Sow. Der Schloßrand ist kürzer als die größte Schalenbreite. Die faserigen Schalen sind glatt.

Fig. 10. Productus semireticulatus Martin. Im Kohlenkalke allenthalben sehr häufig (das abgebildete Exemplar von Visé in Belgien). Die kleine Klappe vertieft, die große stark aufgewölbt, in der Mitte eingesenkt, die Längsstreif en ( Rippen) in der Schnabelgegend von konzentrischen Wülsten gekreuzt. Ansatzstellen von Stacheln sind sichtbar. Im Innern kein Armgerüst, nur Eindrücke. Schale punktiert, d. h. von Kanälen durchbohrt.

Fig. 11. Productus longispinus Sow. Kleine Art. Schale mit langen Stachelröhren bedeckt.

Fig. 12. Productus latissimus Sow. Sehr breite und große Form. Auch aus dem alpinen Bergkalke bekannt.

Fig. 13. Posidonomya (Posidonia) Becheri Bronn. Dünnschaliger, häufiger Zweischaler aus den Kulmschichten.

Fig. 14. Euomphalus (Straparollus) pentangulus Sow. Fast scheibenförmige Gastropodenschale aus dem Kohlenkalke.

Fig. 15. Goniatites (Glyphioceras) sphaericus Martin. Sowohl im Kulm als auch im Bergkalke auftretende Art.

Fig. 16. Orthoceras cinctum Münster. Glattschalige, fein gestreifte Art mit zentral stehendem Sipho. Kohlenkalk.

Fig. 17. Phillipsia (Griffithides) globiceps Phill. Trilobit mit bimförmiger Glabella. Aus dem Kohlenkalke.

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Karbon 2. (Produktive Steinkohle.)

Fig. 16. Pecopteris arborescens Schloth. Fragment eines sterilen Blattes. Aus der oberen Kohle von St. Etienne. ³/₄ natürl. Größe. Zwei Fiederchen vergrößert, um die einfache Nervatur dieses weitverbreiteten Farnkrautes zu zeigen.

Fig. 17. Diplothmema (Sphenopteris) obtusifolium Brgt. Ein Blattabschnitt dritter Ordnung. ³/₄ natürl. Größe. (Ein Fiederchen in zweimaliger Vergrößerung.)

Fig. 18. Diplothmema (Sphenopteris) alatum Brgt. Gerhardsgrube im Saarbecken (Schatzlar-Saarbrückener-Schichten).    Ein Fiederchen eines reich

zerschnittenen Blattes des Wedels eines Keilfarnes.

Fig. 19. Dory cor daites.    Einzelnes Blatt dieses Vorläufers der Nadelhölzer.

y₄ natürl. Größe. Spitz und längsgestreift. Die Cordaiteen sind besonders im oberen produktiven Karbon und im Perm sehr häufig.

Fig. 20. Cordaispermum Gutbieri Gein. Frucht von Cordaites. Von Zwickau in Sachsen.

Fig. 21. Dory cor daites. Ein Blätterbüschel (nach Grand’Eury) mit Blütenständen. ¹/₅₀ natürl. Größe.

Kg. 1. Archaeocalamites radiatus Brongniart. Der Calamit der Ostrau-Walden-burger Schichten und des Kulm. Ein Ast mit wirtelförmig stehenden, dichotom sich teilenden, linealen Blättern. Von Altendorf in Mähren. (Dachschiefer.)

Eig. 2. Archaeocalamites radiatus Brgt. Stammstück (Steinkern) von Polnisch-Ostrau. Die Streifung der inneren Oberfläche läuft gleichmäßig über die Internodien. (Auf der Zeichnung nicht scharf genug zum Ausdrucke gebracht.)

Fig. 3. Calamites Suckowii Brgt. Von Eschweiler bei Aachen. Die Streifen der Schaftabschnitte alternieren miteinander. An den Einschnürungen des innen hohlen Schaftes (an diesen Stellen Diaphragmen) treten kleine Knötchen auf, an welchen die Blättchen oder die beblätterten Ästchen und Fruchtstände saßen.

Fig. 4.

Annularia brevifolia Brgt. Ein zart beblättertes Ästchen. Die Blätter in Quirlen stehend. Annularien sind besonders in den oberen Steinkohlenschichten sehr verbreitet („Annularienzone“).

Fig. 5.

Sphenophyllum dichotomum Germar. Von Schatzlar. Ein Ästchen mit verschiedenartigen Blättern: oben keilförmig (Spenophyllum), unten einfach spitzig (Asterophyllum).

Fig. 6.

Asterophyllites equisetiformis Geinitz. Von Wettin im Saalkreise. Einfach spitze Blättchen in Quirlen an den Ästchen.

Fig. 7. Calamostachys-A.stehen. Fruchtstand von Calamites Sachsei Stur aus den Schatzlarschichten von Orzesche in Oberschlesien.

Fig. 8. Lepidodendron Veltheimianum Sternberg. Von Altwasser bei Waldenburg. Unteres Karbon. Ein Stück der jungen Rinde eines Schuppenbaumes von außen. Links oben ist die äußere Schichte weggebrochen und wird die innere Oberfläche der Rinde im Abdrucke auf dem Steinkerne sichtbar.

Fig. 9. Lepidodendron Veltheimianum Sternberg. Ein unfruchtbares Zweigendchen derselben Art von derselben Fundstelle.

Fig. 9 a. Lepidodendron Sternbergi Brgt. (Zwischen 4 und 7.) Ein Teil (4 Narben) der Rindenoberfläche.

Fig. 10. Lepidodendron. Ein Teil der Zweige eines Schuppenbaumes (wiederhergestellt). Sehr verkleinert.

Fig. 11. Sigillaria. Wiederhergestellt (nach v. Zittel). Etwa ¹/jn0 natürl. Gi’öße.

Der Stamm mit Wurzelausläufern ( Stigmarien). Die gleichartigen längsgestreiften Blätter sitzen dicht aneinander.

Fig. 12. Sigillaria Saullii Brgt. Oberfläche eines Sigillarienstammes mit den Blattnarben (Blattpolster) in alternierender Anordnung auf den einzelnen Riefen des Stammes, mit den Gefäßbündeldurchtrittsstellen.

Fig. 13. Stigmaria ficoides Brgt. Wurzelstück mit den weniger regelmäßigen Ansatzstellen der nur teilweise angegebenen, sehr dünnhäutigen, röhrig-sackartigen Saugwurzeln.

Fig. 14. Neuropteris flexuosa Brgt. Aus der oberen Kohle von St. Etienne.

³/₄ natürl. Größe. Eines der leicht abfallenden Fiederchen vergrößert, um die zarte und zierliche Nervatur zu zeigen.

Fig. 15. Alethopteris Serlii Brgt. Von St. Etienne (oberes Karbon). Die Fiederchen an der Basis miteinander verwachsen.

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Fig. 1. Walchia piniformis Sternberg. Weitverbreitete (Europa, Nordamerika), an die Araucarien erinnernde Konifere aus dem Rotliegenden.

Fig. 2. Psaronius Cottai Corda. Farnstamm („Starstein“) mit dicker, von Adventivwurzeln (eine derselben vergrößert dargestellt) durchzogener Rinde und zentralem Holzzylinder mit bandförmigen Gefäßbündelsträngen. Aus dem Rotliegenden.

Fig. 3. Odontopteris obtusiloba Naum. Findet sich im Oberkarbon und im Rotliegenden.

Fig. 4. Ullmannia Bronni Göppert. Aus dem Kupferletten von Frankenberg in Hessen und im Kupferschiefer („Frankenberger Kornähren“). Zweigende mit dachziegelförmig in Spiralen übereinander liegenden fleischigen Blättern. An Walchia anschließend.

Fig. 5. Palaeoniscus Freieslebeni Agassiz. Ganoide aus dem Kupferschiefer von Eisleben. x/₂ natürl. Größe. Deutlich heterocerk.

Fig. 6. Diplodus. Zahn eines Selachiers aus der auch zum Oberkarbon gerechneten Gaskohle von Nürschan in Böhmen.

Fig. 7. Branchiosaurus salamandroides Fritsch. Ein kleiner salamanderähnlicher Stegocephale (Amphibium) mit breitem Schädel, mit einfachkegeligen Zähnen, großen Augenhöhlen mit Scleroticaring. Die Wirbelkörper nur mit einer dünnen Knochenhülse („tonnenförmig“). In der Jugend Kiemenbögen vorhanden. Alte Tiere mit Schuppenpanzer. In der Gaskohle von Nürschan. Sehr ähnliche Formen im Rotliegenden bei Dresden.

Fig. 8. Fenestella retiformis Schloth. Netzförmige Bryozoenstöckchen. Die Zellen an der Innenseite der Äste. Bei der Vergrößerung fehlt eine Körnchenreihe auf der Mittellinie der Äste. Im Zechstein weit verbreitet.

Fig. 9. Cyathocrinus spec. Säulchenbruchstück und einzelnes Stielglied eines Zechstein- Crinoiden.

Fig. 10. Productus horridus Sow. Im Zechsteine weitverbreitete Art mit kräftigen Röhren, besonders am Schloßrande.

Fig. 11.

Camarophoria Schlotheimi v. Buch. Rhynchonellenartiger Brachiopode aus dem Zechsteine. Schloßstützen in der Wirbelgegend unterscheiden Camarophoria von Rhynchonella.

Fig. 12. Strophalosia Goldfussi Münst. Mit vielen Stacheln versehener Brachiopode. Ähnlich dem Productus. Beide Klappen besitzen dreieckige Arealflächen unter den Wirbelspitzen. Aus dem unteren Zechsteine.

Fig. 13. Spirifer undulatus Schloth. Aus dem Zechsteine.

Fig. 14. Orthis ladina Stäche. Aus dem Bellerophonkalke Südtirols, vom Kreuzberge.

Fig. 15. Streptorhynchus Pichleri Stäche. Aus denselben Schichten vom Ruefen-berge.

Fig. 16. Schizodus obscurus Sow. Aus dem Zechsteine von Hanau und zahlreichen anderen Orten. (Vorläufer der Myophorien und Trigonien.)

Fig. 17. Pecten Hawnii Gein. Aus dem Perm von Nebraska. In den Karawanken in Mergeltonschiefern.

Fig. 18. Gervillia (Bakewellia) leeratophaga Schloth. Aus dem Zechsteindolomit. Auch im Bellerophonkalke von St. Jakob im Grödenertale.

Fig. 19. Bellerophon peregrinus Laube. Von St. Jakob in Gröden.

Fig. 20. Turbonilla montis crucis Stäche. Aus dem Südtiroler Bellerophonkalke vom Kreuzberge.

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TAFEL VIII.

Trias 1:

Bimtsandstein- und Muschelkalk formen.

Fig. 1. Voltzia heterophylla Brongn. Zweig dieses weitverbreiteten Koniferenbaumes mit verschieden großen Blättern. Aus dem Buntsandstein von Sulzbad im Elsaß.

Fig. 2. Chirotherium-Fährten. Aus dem Buntsandstein vom Heßberge bei Hildburghausen in Thüringen (Sachsen-Meiningen). Abguß der Fußeindrücke eines Labyrinthodonten und der Austrocknungssprünge. Etwa Yio natürl. Größe.

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Fi    3. Myophoria vulgaris Schl. Außeralpiner Buntsandstein und Muschelkalk.

Fi    4. Myophoria costata Zenkr. Im Röt besonders häufig. Auch aus den

oberen Werfener Schichten.

Fi 5. Gervillia (Avicula) subcostata Gldf. Aus dem außeralpinen Buntsandstein.

Fi 6. Myacites (Pleur omy a) fassaënsis Wißmann. Im oberen Buntsandstein und im Werfener Sandstein häufige Bivalve.

Fig. 7. Pseudomonotis (Glaraia) Clarai Emmerich. Aus den Seiserschichten (Südosttirol).

Fi 8. Natica Gaillardoti Lefroy. Aus dem Buntsandstein.

Fi 9. Naticella costata Münster. Aus den Campilerschichten von Wengen in Südosttirol.

Fig. 10. Geratites (Tirolites) cassianus Quenstedt. Aus den Campilerschichten der Gegend von St. Cassian (vom Groneshof).

Fig. 11. Gervillia costata Schloth. Steinkern, aus dem Werfener Schiefer.

Fig. 12. Gervillia socialis Schloth. Aus dem Muschelkalke. ²/₃ natürl. Größe.

Fig. 13. Myophoria orbicularis Gldf. Aus dem unteren Muschelkalke.

Fig. 14. Avicula venetiana v. Hauer. Aus dem oberen alpinen Buntsandstein (Werfener Schiefer).

Fig. 15. Pecten laevigatus Schloth. Aus dem oberen Muschelkalke Deutschlands.

Fig. 16. Turbo rectecostatus v. Hauer. Aus der unteren alpinen Trias (Werfener Schiefer, Campilerschichten).

Fig. 17. Terebratula (Coenothyris) vulgaris Schloth. Muschelkalk. Auch in den Schichten von Recoaro. Schale punktiert, glatt.

Fig. 18. Spirifer (Spiriferina) Mentzeli Dunker. Aus dem unteren Muschelkalke und den Schichten von Recoaro.

Fig. 19. Retzia (Plicigera) trigonella Schloth. Muschelkalk. Kalkstein von Recoaro. Punktierte gerippte Schale.

Fig. 20. Encrinus liliiformis Lam. Die Muschelkalk-Seelilie. Stiel kreisrund.

Stielglieder am Rande mit radial angeordneten Leisten. Kelch fünf-zählig mit fünf 2x2zähligen Armen; diese, nach innen, mit gegliederten Anhängseln (Pinnulae), Mund zentral zwischen den Armen.

Fig. 21. Dadocrinus gracilis v. Buch. Kleiner zarter Crinit aus den Recoarokalken der Südalpen und dem schlesischen und polnischen Muschelkalke.

Fig. 22. Aspidura scutellata Blumenbach. Ein Seestern aus dem Muschelkalke.

Fig. 23. Rhyncholithes hirundo Biguet. Oberkiefer (verkalkt) von Nautilus bidorsatus aus dem oberen Muschelkalke von Laineck bei Bayreuth. Von der Seite und von vorne.

Fig. 24. Ceratites nodosus de Haan. Der Ammonit des Hauptmuschelkalkes, mit stark geknoteter Schale. Die Scheidewandlinien (Lobenlinien) mit ganzrandigen Sätteln- und gezähnten Loben. ¹/i natürl. Größe.

Fig. 25. Bactryllium striolatum Heer. Kleine, etwa 2 mm lange hohle Körperchen.

Etwa lOmalige Vergrößerung. Aus dem Muschelkalke (Virgloriakalk) und Keuper. Werden zu den einzelligen Algen (Diatomaceen) gestellt.

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TAFEL IX.

Trias 2:

Muschelkalk, Keuper, einige Pflanzenarten.

Fig. 14. Estheria minuta Alberti. Phyllopoden-(Blattfüßer-)Schälchen aus dem Oberkeuper (Rhät) in Baden, Oberschlesien usw.

Fig. 15. Pemphix Sueurii Desm. Langschwänziger, zu den Decapoden gehöriger Krebs aus dem Muschelkalke von Crailsheim in Württemberg. V erkleinert.

Fig. 16. Equisetum arenaceum Jäg. Dieser Schafthalm erreicht bis 20 cm.Durchmesser. Abgebildet ist ein Steinkern des Schaftes.

Fig. 17. Pterophyllum Jaegeri Brgt. Oberes Ende eines Cycadeenwedels aus dem Lunzer Sandstein, wo außerdem noch mehrere andere Pterophyllum-Arten überaus häufig sind. Auch in der Lettenkohle Deutschlands sehr verbreitet.

Fig. 18. Danaeopsis marantacea Presl. Überaus großblättriger Farn aus den Lunzer Schichten und im unteren Keuper Deutschlands usw.

Fig. 19. Asterotheca Meriani Brongn. Häufigster Farn der Lunzer Schichten. Einige fruktifizierende Fiederblättchen sind mit abgebildet.

Toula, Geologie. 3. Aufl.

Fig. 1. Mastodonsaurus giganteus Jäger (nach E. Fra as). Etwa Vis—¹/« natürl.

Größe. Von Gaildorf in Württemberg. Lettenkohle. Schädelskelett des gewaltigen, salamanderartigen Amphibiums. Augenhöhlen groß, Nasenöffnungen klein. Vor diesen (bei x) Öffnungen im Zwischenkiefer für die Spitzen der Unterkieferfangzähne. Mx Oberkiefer (Maxillare). Na Nasenbeine (Nasalia). La Tränenbein (Lacrymale). Pfr Vorderstirnbeine (Praefrontalia), Fr Stirnbeine (Frontalia). Pa Scheitelbeine (Parietalia) mit Scheitelbeinloch. So obere Hinterhauptbeine (Supra-occipitalia). Sq Schuppenbeine (Squamosa). Pto Postorbitale. Ju Jochbein (Jugale). St Paukenbein (Supratemporale). Ep Epioticum.

Fig. 2. Zahnquerschnitt von Mastodonsaurus; läßt die Einfaltung der Schmelzsubstanz deutlich erkennen („Labyrinthodonten“, Labyrinthzähner).

Fig. 3. Nothosaurus mirabilis Mnstr. Reptil aus dem Muschelkalke von Bayreuth.

V* natürl. Größe. Von oben. Sehr großes Schläfenloch. Augenhöhlen etwas vor der Mitte des Schädels.

Fig. 4. Zahn von Nothosaurus (vergrößert). Längsfurchen der Schmelzsubstanz der Zahnkrone.

Fig. 5. Placodus gigas Ag. Aus dem Muschelkalke von Bayreuth. Etwa ¹/₅ natürl.

Größe. Reptil mit niedrigem Schädel, mit großen Zahnplatten mit schwarzem Emailüberzug am Gaumen (und im Unterkiefer). Kleinere Zähne auf den Kiefern.

g. 6. Hybodus plicatilis Ag. Muschelkalkselachier (Hai) von Laineck bei Bayreuth.

g. 7. Saurichthys apicalis Ag. Zahn eines Knochenfisches aus dem Muschelkalke von Bayreuth. Saurichthys-Zähne finden sich auch in der Lettenkohle, im Keuper und im Rhät.

Fig. 8. Belodon (Phytosaurus) Kapffi H. v. Meyer. Krokodilähnliches Reptil aus dem Stubensandstein (Oberkeuper) von Stuttgart. */, ₄ natürl. Größe. S Schläfenloch. A Augenhöhle. L Präorbitalloch. N Nasenloch.

Fig . 9. Ceratodus Forsteri Krefft. In den Flüssen von Queensland (Australien) lebender Lungenfisch mit unvollkommen verknöchertem Skelette. Stark verkleinerter Unterkiefer mit den zwei geflügelten Zähnen.

Fig. 10. Ceratodus Kaupi Ag. Ein Unterkieferzahn aus der Lettenkohle von Hoheneck bei Ludwigsburg in Württemberg. */, natürl. Größe. Ceratodus ist auch aus dem Lunzer Sandsteine von Lunz in Niederösterreich bekannt geworden.

Fig. 11. Microlestes antiquus Plieninger. Backenzahn einer der ältesten Säugetierformen (Beuteltier). Aus dem Bonebed von Echterdingen in Württemberg. (Auch aus dem englischen Rhät ist Microlestes bekannt.)

Fig. 12. Aëtosaurus ferratus 0. Fraas. Krokodilähnlicher kleiner Saurier. Wiederhergestellt. V₂ natürl. Größe. Stubensandstein von Heslach bei Stuttgart. Der ganze Körper von den Scheitelbeinen angefangen mit Knochenplatten umpanzert. Bei Heslach wurde eine Gruppe von 24 Exemplaren auf einem Blocke beisammen gefunden. Durch Vivianit (ein Eisenphosphat) blau gefärbt.

Fig. 13. Bactryllium canaliculatum Heer. Etwa 8 malige Vergrößerung. Bac-tryllien sind Körperchen, die zu den Diatomaceen gestellt werden und sich in Mergelschiefern der Trias (Muschelkalk bis Rhät) zuweilen in sehr großer Menge finden. Bactr. canaliculatum wurde im Keuper Vorarlbergs und der Schweiz usw. gesammelt.

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TAFEL X.

Trias 3: Alpine Trias.

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Fig. 1. Ammonites (Ptychites) Studeri v. Hauer. Bezeichnende Art des alpinen Muschelkalkes (Reiflinger und Schreyeralmschichten usw.). Involut mit hoher Mundöffnung und flachen, etwas geschwungenen Falten auf den Flanken.

Fig. 2. Ammonites (Balatonites) balatonicus v. Mojsisovics. Aus dem unteren Muschelkalke des Bakonierwaldes ; weit verbreitet in der pelagischen Trias; mit bedornter Externseite (Mediandornen) und bedornten Rippen.

Fig. 3. Ammonites (Ceratites) binodosus v. Hauer. Aus dem alpinen Muschelkalke.

ZweiDornenspiralen, die eine amRande der Externseite. Ceratites-Loben.

Fig. 4. Ammonites (Trachyceras) Archelaus Laube. Aus dem oberen alpinen Muschelkalke (Ladinische Stufe). Auf der Externseite eine Furche. Bedornte Rippen. Sättel der Loben wenig gekerbt, Loben gezackt. Trachyceras in der pelagischen Trias weit verbreitet.

Fig. 5. Ammonites (Trachyceras) Münsteri v. Klipstein. Aus den Schichten von St. Cassian (Ladinische Stufe).

Fig. 6. Ammonites ( Trachyceras) Aon Mnstr. Desgleichen und aus den nordalpinen Aonschiefern. Viele engstehende, reich bedornte Rippen.

Fig. 7 a und b. Ammonites {Megaphyllites) Jarbas Mnstr. Aus den St. Cassianer Schichten. Involut, glattschalig. Die Loben endigen zweispitzig. Die Abbildung 7 b zeigt dies bei den kleinen (Hilfs-) Loben nicht deutlich genug. Die Sättel enden breit, blattähnlich.

Fig. 8. Ammonites (Lobites) pisum Mnstr. Aus den St. Cassianer Schichten.

Kleine aufgeblähte und involute Art mit einfachen (ungespaltenen) Loben und Sätteln.

g. 9. Daonella Lommeli Wissm. Aus den Schichten von Wengen (Ladinische Stufe). Rechte Klappe (rechts ist die vordere Seite), g. 10. Halobia ragosaGümbel. InderWirbelgegendkonzentrischgewulstet. Rechte Klappe. Vorne ist die Schale etwas vorgewölbt ( vorderes Ohr). Aus den Halobienschiefern (Lunz-Raibler Gruppe, äquivalent der karnischen Stufe).

Fig. 11. Monotis salinaria Schloth. Linke Klappe (links ist vorne), Vorderseite gerundet, nach hinten ein „Ohr“. Radialrippen und zarte Anwachslinien. Aus den Hallstätter Kalken (Norische Stufe).

Fig. 12. Myophoria Kefersteini Mnstr. Aus den unteren Raibler Schichten (Karnische Stufe).

Fig. 13. Cardita crenata Gldf. Bivalve aus den Schichten von St. Cassian (Ladinische Stufe).

Fig. 14. Posidonomya (Posidonia) Wengensis Wissm. Aus dem Horizonte der Wengener Schichten (Ladinische Stufe).

Fig. 15. Corbula Rosthorni Boué. Sehr häufige Bivalve der Torer Schichten im Raibler Profil.

Fig. 16. KonincJcina Leonhardi Wissm. Kleine faserige Brachiopodenschale der Wengener Schichten (Ladinische Stufe) von St. Cassian. Die kleine Klappe nahe an der großen. Eindrücke der Spiralarme.

Fig. 17. Rhynchonella decurtata Gird. Kleine Rhynchonella aus dem unteren Muschelkalke (Recoarokalk).

Fig. 18. Cidaris alata Ag. Keulenförmige Seeigel-{Cidaris-)Stacheln von St. Cassian (Ladinische Stufe).

Fig. 19 (a und b). Gyroporella (Diplopora) annulata Schafhäutel. Hohle zylindrische Kalkkörper. Etwa 2 malige Vergrößerung. Geringelt. In dem Kalkzylinder in zwei ( !) Kreisen stehende runde Hohlräume. Eine Kalk absondernde Alge des Muschelkalkes.

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TAFEL XL

Trias 4: Alpine Trias.

Fig. 1. Ammonites (Pinacoceras) Metternichi v. Hauer. Flach scheibenförmiger, sehr groß werdender Ammonit aus dem oberen (norischen) Hallstätter Kalk von Hallstatt. Sehr viele vielzerschlitzte und der Form nach verschiedene Loben und Sättel.

Fig. 2 a und b. Ammonites (Garnites) floridus Wulfen. Aus dem Bleiberger Schiefer der Lettenkohlengruppe der Alpen (Karnische Stufe).

Fig. 3. Ammonites (Arcestes) Gaytani v. Klipstein. Ein stark aufgeblähter (glo-boser) involuter Ammonit mit reich geschlitzter Lobenlinie aus dem unteren (karnischen) Hallstätter Kalk (Zone des Trachyceras Aonoides). Auch aus der Zone des Trachyceras Aon (Ladinische Stufe) bekannt.

Fig. 4 a und b. Ammonites (Gladiscites) tornatus Bronn. Involut. Breite Externseite (Lobenlinie 4 b). Aus dem oberen (norischen) Hallstätter Kalk von Hallstatt.

Fig. 5. Ammonites (Arcestes) gigantogaleatus v. Mojs. Sehr groß werdender Arcestes aus dem oberen (norischen) Hallstätter Kalk.

Fig. 6. Ammonites (Choristoceras) Marski v. Hauer. Weitnabelig (evolut) mit abgelöstem, letzten Umgänge. Aus den Rhätmergeln des Kendelbachgrabens (Osterhorn) im Salzburgischen.

Fig. 7. Orthoceras dubium v. Hauer. Aus dem unteren (karnischen) Hallstätter Kalk von Aussee.

Fig. 8. Megalodon (Neomegalodon) triqueter Wulfen. „Dachstein-Bivalve.“ Große aufgeblähte Form mit dicker Schale, starken Schloßzähnen. Aus dem Dachsteinkalke.

Fig. 9. Cardita austriaca Winkler. Kleins gerippte Bivalve aus den Kössener Schichten.

Fig. 10. Plicatula intusstriata Emmerich. Ungleichklappige kleine Bivalve der Kössener Schichten.

Fig. 11. Avicula contorta Portlock. Leitfossil der Kössener Schichten („Contorta-Schichten“). Ein kleineres vorderes und ein größeres hinteres Ohr. Die geriefte Schale eigenartig gewunden.

Fig. 12. Holopella alpina Gümbel. Kleine Gastropodenschale aus der Hauptdolomitstufe und dem unteren Dachsteinkalke.

Fig. 13. Rhynchonella cornigera Schafh. Auffallende, breitgeflügelte Art. Aus den Kössener (und Starhemberger) Schichten.

Fig. 14. Terebratula gregaria Suess. Häufigste Terebratel der Kössener Schichten.

Fig. 15. Athyris oxycolpos Emmerich. Große Brachiopodenschale aus den Kössener Schichten. Faserige Schale, Haftmuskelloch wie bei Terebratula, Armgerüst wie bei Spirifer.

Fig. 16. Gyroporella vesiculifera Gümbel. Aus dem oberen Gyroporellenkalke (übereinstimmend mit der norischen Stufe).

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TAFEL XII.

Schwarzer Jura (Lias) 1.

Fig. 19. Belemnites digitalis Blainvolle (= irregularis Schloth.). Aus dem oberen Lias (e und Ç).

Fig. 20. Belemnites brevis Blainville (= acutus Miller). Aus dem unteren Lias. Sehr verbreitete Art. Arcuatenbank.

Fig. 21. Belemnites breviformis Zieten. In den oberen Amaltheentonen (Spinatus-Zone) sehr häufige Art.

Fig. 22. Belemnites acuarius Schloth. In den Schichten mit Posidonia Bronni häufig. Überaus schlanke, bis 30 cm lang werdende Art.

Fig. 1 Pentacrinus basaltiformis Miller. Aus dem mittleren Lias. Weitverbreitete Art. Ein Stück des Stieles mit der Ansicht der Gelenksfläche.

Fig. 2. Pentacrinus subangularis Miller. Aus dem mittleren und oberen Lias.

Etwas abgerundet fünfseitiger bis kreisrunder Querschnitt. („Schwabens Medusenhaupt“ wurden die Kelche, mit viel verästelten Armen und langen Tentakeln, genannt.)

Fig. 3. Terebratula ( Waldheimia) numismalis Lamarck. Flache, rundliche Terebratel aus dem mittleren Lias (Lias y), den rostigen Numismalis-Mergeln.

Fig. 4. Terebratula Andleri Oppel. Aus dem unteren alpinen Lias (Grestener Schichten) des Pechgrabens bei Weyer in Oberösterreich.

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5.    Terebratula Aspasia Meneghini. Aus dem Lias der Südalpen ( Südosttirol).

6.    Spirifer Walcotti Sow. Im unteren Lias weit verbreitet (England,

Frankreich, Deutschland usw.).

Fig. 7. Spirifer rostratus Schloth. Überaus häufig im mittleren Lias, besonders im schwäbischen.

Fig. 8. Rhynchonella rimosa v. Buch. Im mittleren außeralpinen Lias allgemein verbreitete Art.

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Fi 9. Plicatula nodulosa P oem er. Aus dem mittleren Lias.

Fi 10. Posidonia (Posidonomya) Bronni Yoltz. Im schwäbischen Posidonien-schiefer (Lias e) überaus häufig, aber auch sonst im außeralpinen Lias weit verbreitet.

Fig. 11. Avicula inaequivalvis Sow. Im unteren und mittleren außeralpinen Lias verbreitet, findet sich aber auch in den Grestener Schichten.

Fig. 12. Lima gigantea Sow. Im unteren schwäbischen Liaskalk (Lias a) besonders häufig. Das hintere Ohr steht weit vor.

Fig. 13. Cardinia (Thalassites) Listeri Sow. Bivalve aus dem unteren Lias (Lias a, besonders in den unteren Bänken). Auch in den Grestener Schichten, z. B. Niederösterreichs, bei Kalksburg neben Ammonites Johnstoni (Psilonotus-~B.OTi7.ont).

Fig. 14. Gryphaea arcuata Lamarck. Weit verbreitet im außeralpinen untersten Lias, aber auch in den Grestener Schichten (z. B. vielfach in Niederösterreich). Eine austernartige Muschel mit stark eingerolltem Wirbel.

Fig. 15 a und b. Neritina (Neritopsis) elegantissima Hoernes. Aus dem alpinen unteren Lias der Hierlatzschichten, besonders in der Gegend von Hallstatt.

Fig. 16. Ammonites (Psiloceras) planorbis Sow.    A. psilonotus Quenstedt). Leit

fossil für die tiefste Stufe des europäischen Lias. Sehr evolute, flache Form, mit wenig gezackter Lobenlinie. Auch aus Peru bekannt.

Fig. 17. Ammonites (Schlotheimia) angulatus Schloth. Aus dem mittleren Teil des Lias a. Evolut mit stark gerippter Schale. Auch im peruanischen Lias aufgefunden worden.

Fig. 18. Belemnites paxillosus Schloth. Einer der verbreitetsten Belemniten des mittleren Lias, besonders in den Amaltheentonen ( Margaritatus-Zone). Das massive Bostrum eines nackten Cephalopoden. (Man vgl. Taf. XVIII, Fig. 19.) Im Querbruche radial stengelig, oben ein gekammertes, an Orthoceras erinnerndes kegeliges Gebilde, der Phrag-moconus. In dieser Region sind die Belemniten häufig zerdrückt

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TAFEL XIII.

Schwarzer Jura (Lias) 2.

Fig. 1. Ammonites (0xynoticeras) oxynotus Quenstedt. ¹/₂ natürl. Größe. Hoch-mündige, scharfgekielte, scheibenförmige Schale mit schwachen, gebogenen Rippen. Aus der mittleren Abteilung des Lias ß. Im alpinen Lias (Adneter Kalke) sehr große, nahestehende Formen.

Fig. 2. Ammonites (Arietites) Bucklandi Sow. Evoluter Ammonit mit breiter Externseite; kräftige Rippen. In der Mitte der Externseite ein von zwei Furchen begleiteter Siphonalkiel. Oberste Bänke des Lias a (Arietitenschichten).

Fig. 3. Ammonites (Ophioceras) raricostatus Zieten. Aus den obersten Bänken des Lias ß. Sehr evolut. Ähnliche große Formen auch in den Adneter Schichten.

Fig. 4. Ammonites (Amaltheus) spinatus Brugière (costatus spinatus Quenstedt).

Aus den oberen Amaltheentonen. Gekerbter Kiel, kräftige, in der Nähe der Externseite scharf geknotete Rippen.

Fig. 5. Ammonites (Phylloceras) cylindricus Sow. Fast rechteckige Mündung.

Die Sättel mit blattförmigen Lappen am Ende. Im unteren Lias von Spezzia und in den alpinen Hierlatzschichten und Enzesfelder Kalken.

Fig. 6. Ammonites (Amaltheus) margaritatus Montf. Weitverbreitetes Leitfossil für die unteren Amaltheentone. Schnurartiger gekerbter Kiel. Sichelförmig gekrümmte Rippen. Flach.

Fig. 7. Ammonites (Phylloceras) heterophyllus Sow. Aus dem oberen Lias (Posidonienschiefer). Weitverbreitete Art. Die Lobenlinie zeigt den Phylloceras-Charakter auf das beste.

Fig. 8. Ammonites (Hildoceras) hifrons Brug. Aus dem oberen Lias (s). Außenseite mit Kiel und Furchen. Rippen nur auf der äußeren Hälfte der Flanken.

Fig. 9. Ammonites (Harpoceras) radians Schloth. Aus dem Lias 'Q. Kiel ohne Furchen. Sichelrippen. Ähnliche Formen in den Adneter und Algäu-schichten der Ostalpen.

Fig. 10. Ammonites (Lytoceras) jurensis Zieten. Weniger hochmündig als A. heterophyllus. Aus den Jurensis-Mergeln; im obersten Lias weit verbreitet.

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TAFEL XIV.

Brauner Jura (Dogger) 1.

Fig. 1. Terebratula bullata Sow. (= T. sphaeroidalis Sow.) Aus den obersten Lagen des Unteroolith (Zone des Amm. Parkinsoni).

Fig. 2. Terebratula lagenalis Schloth. Aus dem Cornbrash, bei Donau* eschingen usw.

Fig. 3 a und b. Terebratula perovalis Sow. Aus dem Unteroolith (= brauner Jura 3, Humphriesianus-Zone), Jugendexemplar.

Fig. 4. Terebratula digona Sow. Aus den obersten Lagen des Großoolith.

Fig. 5. Terebratula pala v. Buch. Aus den Vilser Schichten. Sehr verbreitet im französischen Callovien, und zwar in der Zone des Amm. anceps.

Fig. 6. Ostrea cristagalli Schloth. Gefaltete Auster aus dem mittleren braunen Jura (3, Zone des Amm. Humphriesianus).

Fig. 7. Pecten personatus Zieten. Steinkern. Zone des Amm. Murchisonae (brauner Jura ß). Außen glatt, innen radial gerippt.

Fig. 8. Trigonia navis Larnk. Ein bezeichnendes Fossil für den Horizont zwischen der Zone des Amm. torulosus und Amm. Murchisonae.

Fig. 9. Trigonia costata Parkinson. Sehr bezeichnend für den Horizont des Amm. Humphriesianus.

Fig. 10. Pholadomya Murchisoni Sow. Im mittleren braunen Jura weit verbreitet.

Fig. 11. Astarte Voltzi Gldf. In den Schichten des Amm. opalinus (brauner Jura a) häufig. Im Harz und in Württemberg.

Fig. 12. Opis similis Desh. Aus dem französischen und englischen Unteroolith. In Schwaben mit Amm. Humphriesianus.

Fig. 13 a und b. Ostrea Knorri Zieten. Eine kleine, fein gerippte Auster aus dem Cornbrash (brauner Jura #■).

Fig. 14. Serpula socialis Gldf. Dünne, bündelig gruppierte Röhren eines Röhrenwurmes aus dem braunen Jura 3.

Fig. 15. Serpula lumbricalis Schloth. Röhrenwurm aus dem Horizonte des Belemnites giganteus (brauner Jura <5).

Fig. 16. Pleurotomaria conoidea Desh. Aus dem braunen Jura y und im Unteroolith. Die kegelförmige Schale hat am äußeren Mundrande einen Schlitz für die Atemröhre.

Fig. 17. Ammonites (Lioceras) opalinus Reinecke. Leitfossil für die Opalinus-Tone (brauner Jura a). Schale mit wohlerhaltenem Mundsaume mit dem Ohre. Mit zarten Sichelrippen. Häufig opalisierend.

Fig. 18. Ammonites (Ludwigia) Murchisonae Sow. Leitfossil für den braunen Jura ß. Derbere Sichelrippen. Kiel von Furchen begleitet.

Fig. 19. Ammonites (Stephanoceras) Humphriesianus Sow. Weitverbreiteter Kronenammonit der nach ihm benannten Zone, mit erhaltenem Mundsaume. Breite Externseite, über welche scharfe Rippen ziehen bis zu Knoten auf der Mitte der Flanken, von welchen stärkere Rippen bis zur Tiefe des weiten Nabels reichen.

Fig. 20. Ammonites (Macrocephalites) macrocephalus Schloth. Leitfossil für das untere Callovien (Zone des Amm. macrocephalus). In Europa, Indien und Südamerika verbreitet.

Fig. 21. Belemnites giganteus Schloth. Aus dem mittleren braunen Jura (unteres 3).

Etwa ¹/₂ natürl. Größe. In Mitteleuropa und Südamerika verbreitet.

Fig. 22. Belemnites Calloviensis Opp. ( = B. semihastatus depressus Quenstedt)* Keulenförmiger Belemnit aus der Zone des Amm. anceps.

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TAFEL XV.

Brauner Jura (Dogger) 2.

Sehr bezeichnend für den

Fig. 1. Ammonites (Lytoceras) torulosus Zieten.

untersten braunen Jura. Mit gerundeter Externseite, über welche die bündeligen Wülste hinüberziehen.

Fig. 2. Ammonites (Sonninia) Sowerbyi Mill. Aus dem mittleren Dogger (Unter-oolith) von Frankreich und England, seltener in Süddeutschland. Fig. 3. Ammonites (Hecticoceras) hecticus Quenstedt ( = A. punctatus Stahl). Aus dem Ornatentone. Sehr häufige Art am Fuße der Schwäbischen Alb. Fig. 4. Ammonites (Cardioceras) cordatus Sow. Aus dem untersten Oxford in den Ardennen. Auch im obersten Ornatentone mit durch die Sichelrippen gekerbter Externseite. Herzförmiger Querschnitt.

Fig. 5. Ammonites (Parkinsonia) Parkinsoni Sow. Leitfossil. Aus dem oberen braunen Jura (e); im obersten Unteroolith. Eine weitnabelige Form mit einer Furche auf der Externseite.

Fig. 6. Ammonites (Cosmoceras) ornatus Schloth. Zierlich geknotete Art aus den Ornatentonen.

Fig. 7 a und b. Ammonites (Oppelia) subradiatus Sow. Aus dem englischen und französischen Unteroolith. Auch aus Portugal, aus den Klausschichten von Svinitza im Banat, von Balin bei Krakau und aus den Klippenkalken bei Wien bekannt geworden.

Ammonites (Reineckia) anceps Rein. Mit breitem Querschnitte, gerundeter Außenseite und geknoteten Flanken. Auf der Mitte der Außenseite eine Unterbrechung der Rippen. (Diese oft sehr zarte Furche fehlt unserer Abbildung.)

Ammonites (Lytoceras) tripartitus Raspail. Etwa ¹/₂ natürl. Größe. Aus dem oberen alpinen Dogger. Mit je drei Einschnürungen der Schale auf jedem Umgänge.

Ammonites (Perisphinctes) triplicatus Quenstedt (= P. funatus Oppel). Sehr häufig im Horizonte des Amm. macroeephalus. Viele ähnliche Arten im Bath und Kellaway.

Ammonites (Oppelia) aspidoides Oppel. Wichtige Bathart. Leitfossil für die danach genannte Zone. Sichelrippen. In der Mitte der Flanken eine etwas erhöhte Spirallinie. Scharfkielig, fein zerschnittene Loben. Ammonites (Phylloceras) mediterraneus Xeumayr. Eine der verbreitetsten Arten im mediterranen Jura, so in den Klausschichten der Ostalpen (Brieltal, bei Rodaun, Hernstein usw.) und des banatisch-serbischen Gebirges (Svinitza, Greben), in Siebenbürgen, im Krakauer Gebiete, in den Klippenkalken, in der Schweiz, im Apennin, in Südfrankreich, Spanien usw. Reicht bis in den Oxfordkalk. Sehr ähnlich dem Amm. Zignodianus d’Orb., davon durch einen zweispitzigen Seitenlobus des letzteren unterschieden.

Belemnites hastatus Blainville ( = B. semihastatus rotundus Quenstedt). Etwa Y₂ natürl. Größe. Aus den Grenzgebieten zwischen Kellaway und Oxford. Durch den runden Querschnitt von B. Calloviensis (XIV, 22) unterschieden. Ähnliche Formen reichen bis in die Soln-hofener Schiefer ( B. semisulcatns Mnstr.).

Fig. 8.

Fig. 9.

Fig. 10.

Fig. 11.

Fig. 12.

Fig. 13.

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TAFEL XYI.

Weißer Jura (Malm) 1.

Fig. 22. Diceras arietinum Lmk. Dickschalige Bivalve mit eingerollten, stark entwickelten Wirbeln. Derjenige der rechten (großen) Klappe meist angewachsen. Sehr häufig im Corallien-(Dmeros-)Kalke, reicht bis in das Tithon (Stramberger Klippe, Ernstbrunn).

Fig. 23.

Astarte supracorallina d’Orb. Aus dem unteren Kimmeridge (Astartenkalk) in Frankreich.

Fig. 24. Pteroceras Oceani Brgt. Oberes Kimmeridge. In Norddeutschland, Frankreich, in der Schweiz. Mündung mit Kanal (für die Atmungsröhren); die Außenlippe mit langen fingerartigen Fortsätzen. (Etwas verkleinert. )

Fig. 25. Nerinea (Ptygmatis) Bruntrutana Thurmann. Aus dem oberen Oxford.

Die hohe turmförmige Schale innen mit Falten, sowohl an der Spindel- als auch an der Außenwand, wodurch sich eigenartige Querschnitte ergeben.

Fig. 27. Fig. 28. Fig. 29.

Fig. 26. Nerinea tuberculosa Struckmann. Aus dem mittleren Malm Norddeutschlands, z. B. in der Umgebung von Hannover (Nerineenschichten). Nerinea sirigillata Struckmann. Ebendaher.

Nerinea Mandelslohi Bronn. Im Korallenkalke von Nattheim. Nerinea Hoheneggeri Peters. Vom Plassen bei Hallstatt, von Stramberg, Inwald usw. (Unteres Tithon.)

Fig. 30 a und b. Nerinea (Itieria) Staszycii Zeuschner. Die Windungen hoch, die vorhergehenden zum Teile umfassend. Faltenbau kompliziert. Mündung sehr verengt. Unteres Tithon von Stramberg, Inwald, am Plassen bei Hallstatt u.'w.

Fig. 1. Tremadictyon reticulatum Gldf. Aus den Schwammkalken von Streitberg in Franken. Verkalkter Kieselspongit, aus Sechsstrahlern aufgebaut. Etwa V2 natürl. Größe.

Fig. 2. Cnemidium (Cnemidiastrum) rotula Gldf. Ebendaher. Mit Radialkanälen um die Zentralhöhle.

g. 3. Scyphia (Casearia) articulata Gldf. Aus den Spongiten-(Schwamm-) Kalken von Müggendorf in Franken.

g. 4. Astraea (Isastraea) helianthoides Gldf. Aus dem Korallenkalke von Natt heim. Die Zellwände miteinander verwachsen. Septa (Radialleisten) mit kleinen Zähnchen.

Fig. 5. Lithodendron (Thecosmilia) trichotomum Gldf. Ebendaher. Ästiger Korallenstock. Zellen mit getrennten Kelchen.

Fig. 6. Apiocrinus Roissyanus d’Orb. Kelch allmählich in den runden Stiel übergehend. Stielglieder fein radial gestreift. Aus dem Oxford.

Fig. 7. Eugeniacrinus nutans Gldf. Kurzstieliger Crinit aus den Schwammkalken von Streitberg und Müggendorf in Franken.

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Fi 8. Apiocrinus rosaceus Schloth. Ebendaher. Stielglieder.

Fi 9. Rhodocrinus echinatus Schloth. Stielglieder mit fünfstrahligem Nahrungskanal; mit kräftigen Dornen geziert.

Fig. 10. Echinus (Glypticus) hieroglyphicus Gldf. Aus dem Korallenkalke Süddeutschlands und der Schweiz. Seeigel mit sanft gewölbter Oberseite.

Fig. 11. Diadema subungulare Ag. Kleine Stacheln. Aus den Schwammkalken.

Fig. 12. Cidaris coronata Gldf. Der Kronencidarit aus dem mittleren weißen Jura (Schwammkalk). Die zwischen den Ambulacralzonen gelegenen Platten mit großen Stachelwarzen, große keulenförmige Stacheln mit Körnchenreihen. Von oben gesehen mit dem Scheitelschilde.

Fig. 13. Echinobrissus scutatus Lam. Oberseite. Große Afteröffnung in einer vom Scheitel hinabziehenden Furche. Oxford von Trouville.

Fig. 14. Terebratula (Zeilleria) impressa Bronn. Leitfossil für den weißen Jura « (Impressa-Tone). Glattschalig, mit muldig vertiefter kleiner Klappe. Ihre Vorläufer schon im braunen Jura e.

Fig. 15. Terebratula insignis Zieten. Ansehnliche Terebratel aus dem Korallenkalke von Nattheim (zum Teil verkieselt). Eine besonders große Form findet sich in den Stramberger Korallenkalken ( Ter. Tichaviensis Glocker). Die Ter. moravica Glocker ist durch den besonders lang entwickelten Schnabel ausgezeichnet.

Fig. 16. Terebratula (Waldheimia) trigonella Quenstedt. Mit Verkieselungsringen. Von Nattheim. Form sehr ähnlich der Retzia trigonella (VIII, 19) aus dem Recoarokalke. Während diese jedoch Spiralkegel besitzt, hat Quenstedt eine Armschleife wie bei Terebratula nachgewiesen.

Fig. 17. Fig. 18.

Rhynchonella inconstans Sow. Auffallend unsymmetrische Schale. In e.

Rhynchonella lacunosa Schloth. Ein Hauptfossil der Schwammkalke. Weit verbreitet. Abgebildet ist eine kleine Form.

Fig. 19. Terebratella pectunculoides Schloth. Verkieselt im Korallenkalke von Nattheim. Mit scharfkantiger Area und dachförmigen Falten. Mit Armschleifen ähnlich jenen von Terebratula und Waldheimia. Ein die absteigenden Äste verbindendes Querstück ist mit dem Medianseptum der kleinen Klappe verwachsen.

Fig. 2Q. Terebratula (Pygope) diphya Colonna. Mit durchbohrter Schale. Arm-geriist sehr kurz. Kräftige Gefäßeindrücke. Hauptlager im Tithon (Diphyenkalk). Klippenkalke der Karpathen. Rote Kalke in Südtirol und im Venezianischen. Waidhofen an der Ybbs.

Fig. 21. Exogyra vir gula Defr. Leitfossil des Kimmeridgetones. Eine kleine, an Ostrea und Gryphaea anschließende Bivalve. Beide Schalen mit gewundenem Wirbel.

WEISSER JURA 1.

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TAFEL XYII.

Weißer Jura (Malm) 2.

1.    Aptychus laevis H. v. Meyer. Aptychen sind schalenartige Kalkkörper,

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welche als paarige Deckelstücke von Ammoniten gedeutet werden. Apt. laevis ist im weißen Jura sehr verbreitet und wird mit Ammoniten der Gruppe Aspidoceras in Verbindung gebracht.

2.    Aptychus lamellosus Parkinson ist die zweite häufige Form.

3.    Ammonites (Oppelia) flexuosus v. Buch. Gerundete Externseite mit

Knotenreihen am Rande. Sichelrippen. Aus dem unteren weißen Jura (ß) in Schwaben.

Fig. 4. Ammonites (Oppelia) tenuilobatus Opp. Aus dem mittleren weißen Jura, z. B. von Pappenheim in Bayern. Engnabelig, scheibenförmig mit scharfem Kiele.

Fig. 5. Ammonites (Phylloceras) ptychoicus Quenstedt. Aus dem Tithon von Stramberg usw.

Fig. 6. Ammonites (Peltoceras) bimammatus Quenstedt. Aus dem oberen Oxford.

Mit zwei Dornenreihen an der Außenseite. Auch von Streitberg in Franken aus den Schwammkalken.

Fig. 7. Ammonites (Ochetoceras) canaliculatus v. Buch. Mit hoher Mündung und zugeschärfter Außenseite. Sichelrippen. An der Umbiegungsstelle der Rippen eine Furche. Aus den Schwammkalken und dem Oxford ( Transversarius-Zone).

Fig. 8. Ammonites (Peltoceras) transversarius Quenstedt. Im unteren Oxford Frankreichs; in Schwaben selten.

Fig. 9. Ammonites (Perisphinctes) polyplocus Rein. Aus dem weißen Jura y. Ein „planulater Ammonit“. Mundsaum erhalten (Ohr).

Fig. 10. Ammonites (Aspidoceras) acanthicus Opp. (Zone des Amm. acanthicus — jener des Amm. tenuilobatus). Aus dem Kimmerigde in Franken. ¹/₂ natürl. Größe. Weit verbreitet durch die mediterrane Juraprovinz bis Indien.

Fig. 11. Ammonites (Lytoceras) quadrisulcatus d’Orb. Eine Art von großer vertikaler Verbreitung, die aus dem unteren Tithon (Stramberg) bis in das Apt (z. B. Svinitza im Banat) reicht.

Fig. 12. Ammonites (Perisphinctes) biplex Sow. Ein Typus, der gleichfalls weitere vertikale Verbreitung besitzt, in der Fazies der Plattenkalke. Besonders im Kimmeridge häufig. Quenstedt führt ihn schon aus dem weißen Jura ß, Oppel auch aus den Portlandkalken an.

WEISSER JURA 2.

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TAFEL XVIII.

Jura und Wälderton (Fig. 9 und 13).

Fig. 13. Cypris granulosa Sow. Ein kleines Muschelkrebschen. Im Wälderton häufig.

Fig. 14. Cardium (Protocardium) purbeckense de Loriol. Aus den Brackwasserablagerungen des Purbeck (Dorsetshire).

I Zwei Bivalven aus den Brackwasserablagerungen des Purbeck.

Fig. 15. Corbula alata Sow.

Fig. 16. Corbula inflexa A. Römer. J

Fig. 17. Physa wealdensis Coquand. | Aus den Süßwasserablagerungen des

Purbeck.

Fig. 18. Paludina elongata Sow. J

Fig. 19. Belemnites. Restaurierte Darstellung. Zu unterst das Rostrum oder die Scheide, ein aus konzentrischen Schichten bestehender massiver, im Querbruche radialstengelig gebauter Kalkspatkörper. Oben in einer trichterförmigen Aushöhlung befindet sich der Phragmoconus, ein gekammerter, an Orthoceras erinnernder Kegel mit einer kleinen kugeligen Embryonalzelle. Daran schließt sich ein selten erhaltenes, an die Hornschulpe des Loligo (Kalmar) der heutigen Meere erinnerndes gestreiftes Gebilde (Conothek und Proostracum).

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Fig. 1. Ichthyosaurus communis Conybeare. Sehr verkleinert. Aus dem Lias a Englands. In Deutschland ist das Hauptlager der Ichthyosaurier im Lias e. Die Ichthyosaurier waren nackthäutige gewaltige Fischsaurier mit langem Schwänze. Der Schädel delphinartig mit zugespitzter Schnauze, großen Augen mit einem der Akkommodation dienenden Knochenring (Skleroticaring). Die Zähne, spitz (Fig. 3), mit gestreifter Emailschicht, saßen dicht gedrängt in einer tiefen Rinne. Der Hals kurz. Die Wirbel zahlreich, kurz und bikonkav (amphicöl). Bauchrippen vorhanden. Der Brustgürtel kräftig. Flossenartige Extremitäten. Rückenflosse. Die Ichthyosauren lebten bis in die Kreide.

Fig. 2. Ichthyosaurus. Vordere Extremität mit dem Ruderfuße.

Fig. 3. Ichthyosaurus. Zahn.

Fig. 4. Plesiosaurus dolichodeirus Conybeare. Aus dem englischen unteren Lias von Lyme Regis. Kleiner eidechsenähnlicher Kopf, kein verknöcherter Skleroticaring. Die Zähne in Alveolen. Hals lang. Der Brustgürtel ist unten breit und kräftig. Desgleichen auch der Beckengürtel. Dadurch an die Schildkröten erinnernd. Auch die Bauchrippen kräftig. Kurz-schwänzig. Hintere Extremitäten stärker entwickelt als die vorderen. Ruderflossen. Aus England 26 Arten bekannt. Am Kontinent nur spärliche Reste. Auf den Lias beschränktes Geschlecht.

Fig. 5. Pterodactylus Kochi A. Wagner. Von Kelheim. Knochen hohl (pneumatisch). Kräftige Halswirbel (konvex-konkav: procöl). Schädel groß mit stark verlängerten Kiefern. Zähne in Alveolen. Skleroticaring. Der äußerste Finger (Flugfinger) der vorderen Extremität, enorm verlängert, dient zum Ansätze einer nackten Flug- oder Flatterhaut, die zur Handwurzel der hinteren Extremität reichte. Die Größe der Ptero-dactylen schwankt zwischen der einer Lerche und der eines großen Raubvogels. Flugsaurierreste kennt man schon aus dem Bonebed; ihr Hauptlager bilden die oberjurassischen Plattenkalke. Die jüngsten und größten Formen in der Kreide von Europa und Nordamerika.

Fig. 6. Leptolepis sprattiformis Ag. Aus dem lithographischen Schiefer von Eichstätt. Ein sehr häufiges sardellenartiges Knochenfischchen.

Fig. 7. Archaeopteryx lithographica H. v. Meyer. Aus den lithographischen Kalkschiefern von Eichstätt. ²/₇ natürl. Größe. Eidechsenvogel (der „Urvogel“). Der Schädel nach dem Vogeltypus. Kiefer bezahnt. Skleroticaring. Die hintere Extremität vogelähnlich, die vordere erinnert mehr an jene der Eidechsen. Ebenso der lange vielwirbelige Schwanz. Befiederung reichlich, mit Schwingen an den vorderen Extremitäten.

Fig. 8. Microdon alternans Quenstedt. Unterkiefer eines Ganoiden aus dem oberen Jura von Solothurn in der Schweiz.

Fig. 9. Lepidotus Mantelli Ag. Aus dem Hastingssande (Wälderton) Englands.

Fig. 10. Amphitherium Prevosti Blainville. Aus dem unteren Großoolith von Stonesfield bei Oxford. Ein Beuteltier. Unterkiefer.

Fig. 11. Triacanthodon (Triconodon) serrula Owen. Aus den Purbeckschichten von Dundlestone. Unterkiefer eines kleinen Beutlers. Wie das vorige Tier ein Raubtierbeutler.

Fig. 12. Plagiaulax minor Owen. In dreimaliger Vergrößerung. Aus dem Purbeck von Swanage (Dorsetshire). Wird zu den Kloakentieren (Monotremata) gestellt. Die Schneidezähne erinnern an jene der Nagetiere.

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TAFEL XIX.

Untere Kreide 1.

Fig. 1. Toxaster complanatus Ag. ( = Tox. retusus) Lam. Herzigel aus dem Neokom.

Fig. 2. Pyrina pygaea Desor ( = P. truncata Roemer). Eiförmiger Seeigel. Aus dem Hilskonglomerat.

Fig. 3. Terebratula (Terebratella, Lyra) oblonga Sow. Gestreifte, verlängerte Schale. Im Neokom der Schweiz und Frankreichs. Im Hilskonglomerat der Gegend von Schöppenstedt bei Braunschweig.

Fig. 4. Terebratula praelonga Sow. Biplikate Terebratel. Aus dem Neokom des Bieler und Neuenburger Gebietes der Schweiz. Hilskonglomerat usw.

Fig. 5. Bhynchonella lata Sow. Feingerippte breitflügelige Ehynchonella aus dem Neokom.

Fig. 6. Caprotina (Requienia) ammonia Gldf. Aus dem Urgon. Dickschalige Bivalve mit gewundener linker und deckelförmiger rechter Klappe. Die äußere Schalenschichte faserig. Im Schrattenkalke überaus häufig.

Fig. 7. Plicatula placunea Lam. Aus dem Apt. Flachschalig, gerippt mit deutlichen Anwachslamellen.

Fig. 8. Exogyra Couloni d’Orb. (= E. sinuata Sow.). Wichtiges Fossil aus dem unteren Grünsande (Neokom) von Mitteleuropa und Südamerika. Auch aus der Krim bekannt.

Fig. 9. Exogyra aquila Brgt. Aus dem Apt-Urgon. Sowohl in Europa als auch in Nordamerika verbreitet. Auch aus dem Balkan bekannt. Bei

Exogyra ist der Wirbel beider Schalen gedreht.

Fig. 10. Ostrea macroptera Sow. Aus dem Neokom Norddeutschlands. Auch aus England, Frankreich und der Schweiz bekannt.

Fig. 11. Trigonia caudata Ag. Aus dem westeuropäischen Neokom. Mit zierlich geknoteten Rippen. Die Schale der Trigonien hat dreieckigen Umriß, der dem Schloßrande zugewendete Teil der Schale besonders geziert und durch eine Kante von den Flanken geschieden.

Fig. 12. Inoceramus sulcatus Parkinson. Oberer Gault. Mit stark vorgezogenem Wirbel der größeren Klappe. Beide Schalenklappen kräftig gerippt.

Fig. 13. Nerinea Favriana Pictet und Campiche. Aus dem untersten Neokom

Mit tiefen Ein-

des südöstlichen Frankreich und der Schweiz.

Schnürungen in der Mitte der Umgänge.

Fig. 14. Aptychus Didayi Coquand. In den neokomen Aptychenschichten der Alpen und in den Roßfelder Schichten.

Fig. 15. Belemnites subquadratus Roemer. Der Belemnit des Hilstones und seiner Äquivalente in Mitteleuropa.

Fig. 16. Belemnites subfusiformis Raspail. Eine an Belemnites hastatus anschließende Form des Neokom. Auch im nördlichen Balkanvorlande.

Fig. 17. Belemnites bipartitus Blainville. Aus dem alpinen Neokom. An den schlanken Rostren zwei tiefe Furchen hinab bis zur Spitze.

Fig. 18. Belemnites (Duvalia) latus Blainville. Aus dem unteren Neokom der Westalpen.

Fig. 19. Belemnites (Duvalia) dilatatus Blainville. Aus dem mittleren Neokom der mediterranen Kreideregion. Auch in Bulgarien häufig.

Fig. 20. Ammonites (Hoplites) neocomiensis d’Orb. Aus dem mittleren Neokom.

Hochmündig, mit breiter Furche auf der Außenseite. Kräftige, geschwungene Rippen.

Fig. 21. Ammonites (Haploceras) Orasianus d’Orb. Aus dem alpinen Neokom (Alpen, Karpathen und Balkan).

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TAFEL XX.

lutere Kreide 2.

Fig. 1. Ammonites (Hoplites) cryptoceras d’Orb. Aus dem mittleren Neokom der Alpen, Karpathen und des Balkan. Evolute Form mit Sichelrippen und vielen Schaltrippen.

Fig. 2. Ammonites (Holcostephanus) Astierianus d’Orb. Verbreitung wie bei dem vorhergehenden. Knoten in der Nähe des Nabels, von wo bündelige Rippen über die gewölbte Außenseite ziehen.

Fig. 3. Ammonites (Phylloceras) Calypso d’Orb. Neokomart der mediterranen.

Kreideprovinz, mit sichelförmigen Einschnürungen des Steinkernes.

Fig. 4. Ammonites (Acanthoceras) mammillaris Schloth. Aus dem mittel- und westeuropäischen Gault (Ardennen, England). Weite Mundöffnung, gewölbte Außenseite, kräftige, mit Bornen gezierte Rippen.

Fig. 5. Ammonites (Schlönbachia) inflatus Sow. Ein Kiel an der breiten Außenseite. Kräftige Rippen. An der Grenze zwischen Gault und Cenoman. Weit verbreitet. (Europa, Indien, Westafrika, Südamerika.)

Fig. 6. Ammonites (Hoplites) auritus Sow. Aus dem Gault. Kräftige Rippen mit Knoten in der Nähe des Nabelrandes und an der Außenseite, diese in der Mittelebene gefurcht.

Fig. 7. Ammonites (Desmoceras) Beudanti d’Orb. Ziemlich involut mit zarten Sichelrippen. Hochmündig, mit schmaler gerundeter Außenseite. Im mitteleuropäischen Gault. Auch im nördlichen Balkanvorlande.

Fig. 8. Crioceras Duvali Lé veillé. Aus dem alpinen Neokom (Hauterive). Alpen, Karpathen, Balkan. Auch aus Chile bekannt. Umgänge außer Berührung. Einfache Rippen, stärkere in ziemlich gleichen Abständen geknotet.

Fig. 9. Turrilites catenatus d’Orb. Schneckenartig gewundene Ammonitenschale. Aus dem Gault Mitteleuropas.

Fig. 10. Hamites rotundus Sow. Aus dem mitteleuropäischen und englischen Gault (Folkestone, Perte du Rhône usw.). Runder Querschnitt. Schale mit kräftigen Rippen.

Fig. 11. Scaphites (Macroscaphites) Ivani d’Orb. Aus dem oberen Neokom (Barrêmestufe) in den Alpen und Karpathen.

Fig. 12. Ancyloceras (Crioceras) Matheronianum d’Orb. Apt. Südostfrankreich (Castellane). Der letzte Umgang gestreckt und am Ende hakig umgebogen. Kräftig bedornt.

Fig. 13. Hamites (Ptychoceras) Emericianus d’Orb. Aus dem unteren Neokom der Provence. Sehr ähnliche Formen aus den Aptschichten im Balkanvorlande.

Fig. 14. Nautilus plicatus Fitton (Sow.). Aus dem Barrême der Alpen und Karpathen (Wernsdorfer Schichten). Auch im Balkanvorlande (Rustschuk).

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TAFEL XXI.

Obere Kreide 1.

Fig. 21. Exogyra haliotoidea Sow. Im Cenoman von Europa und Indien sehr verbreitet. Auch aus dem Balkanvorlande bekannt.

Fig. 22. Ostrea carinata Lmk. Aus dem europäisch-indischen Cenoman. Auch aus Texas bekannt.

Fig. 23. Exogyra lateralis Nilsson. Vom Gault bis in das Senon. In Europa und Indien.

Fig. 24. Gryphaea vesicularis Lmk. Im Senon weitverbreitete, stark aufgeblähte Schale.

Fig. 25. Spondylus spinosus Sow. Dickschalige, an Pecten anschließende Muschel mit Stacheln auf der rechten Klappe. Aus dem Oberturon ( Scaphiten-pläner) von Strehlen in Sachsen und Teplitz in Böhmen.

Fig. 26. Pecten ( Vola oder Janira) quinquecostatus Sow. Aus der oberen Kreide. Unterquader von Korytzan (Cenoman) bis in das Senon.

Fig. 27. Pecten ( Vola oder Janira) digitalis Roemer. Aus dem sächsischen und böhmischen Unterquader und Unterpläner.

Fig. 1. Orbitolina (Patellina) concava Lmk. Aus dem Cenoman von Frankreich, England; in den Alpen, Karpathen und im Balkan. Kreisrund, kegelig auf der einen, schalenförmig vertieft auf der anderen Seite.

Fig. 2 und 2 a. Coeloptychium incisum Roemer. Aus dem norddeutschen Senon.

Schirmförmiger und gestielter Schwammkörper mit flach vertiefter Ober- und gefalteter Unterseite (Fig. 2 a).

Fig. 3. Siphonia tulipa v. Zittel. Aus dem Grünsande von Blackdown. Langgestielter, feigenförmiger Schwammkörper mit tiefer Zentralhöhle, von Kanälen durchsetzt. ¹/₂ natürl. Größe.

Fig. 4. Ventriculites striatus T. Smith. Trichterförmiger Schwammkörper mit netzförmig verbundenen Längsrippen. Aus dem mittleren Senon von Norddeutschland und England.

Fig. 5. Leptoria (Maeandrina) Konincki Reuß. Aus der Hippuritenkreide (turone Gosaukreide). Alpen und Südfrankreich.

Fig. 6. Cyclolites elliptica Lmk. Aus den korallenführenden Gosaumergeln der Ostalpen (oberstes Turon) und in Südfrankreich.

Fig. 7. Cidaris clavigera König. Keulenförmiger Stachel. Aus dem englischfranzösischen Senon.

Fig. 8. Calcarina (Siderolites) calcitrapoides Lmk. Foraminifere aus dem Mastrichter Kreidetuff.

Fig. 9. Verruculina auriformis Roemer. Aus dem norddeutschen Senon ( Quadratenkreide). ¹/₂ natürl. Größe.

Fig. 10. Placosmilia complanata Gldf. Einzelkoralle. Aus der Gosaukreide der Ostalpen. Im breitgestreckten Kelche ein blattförmiges Säulchen.

Fig. 11 und 11 a. Orbitulites macropora Lmk. Scheibchenförmiges Foraminiferengehäuse aus dem Mastrichter Kreidetuff.

Fig. 12 und 12 a. Thecidea digitata Gldf. Brachiopode. Aus dem Grünsande von Essen a. d. Ruhr (unteres Cenoman). Mit lappig verlaufender Ansatzstelle der Schleife an der kleinen Klappe.

Fig. 13. Terebratula carnea Sow. Aus der oberen Kreide von Mitteleuropa. Auch im Balkanvorlande.

Fig. 14. Terebratella Lyra Sow. Auch als Gattung Lyra oder Terebrirostra bezeichnet. Aus dem Cenoman. Mit ungemein verlängertem Schnabel, dessen Spitze durchbohrt ist.

Fig. 15. Galerites vulgaris Leske. In der nordeuropäischen, oberen Kreide ( Galeritenkreide). Häufig verkieselt. Schale hoch, kegelförmig.

Fig. 16. Ananchytes ovata Leske. Aus dem Senon von Europa und Nordafrika.

Auch im balkanischen Vorlande. Die Schale hochgewölbt, eiförmig. Mund- und Afteröffnung an der Unterseite.

Fig. 17. Micraster cor anguinum Klein. Aus dem unteren Senon. Herzigel.

Ambulacra in Furchen. Hinterseite abgestutzt. Norddeutschland, Frankreich und England.

Fig. 18. Hemipneustes radiatus Ag. ¹/₂ natürl. Größe. Die Reihen der Ambula-cralöffnungen ungleich groß : die hinteren quer verlängert, die vorderen klein und in einer tiefen Furche gelegen. Eine große, aufgeblähte Form aus dem Mastrichter Kreidetuffe.

Fig. 19. Catopygus carinatus Gldf. Die Afteröffnung liegt oberhalb des Hinterrandes. Hinterseite verbreitert. Aus dem Cenoman.

Fig. 20. Exogyra columba Lmk. Aus dem mittel- und südeuropäischen Cenoman. Auch aus Indien.

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TAFEL XXII.

Obere Kreide 2.

Fig. 1. Hippurites cornu-vaccinum Gldf. Ein sehr dickschaliger und ungleich-» klappiger Rudist aus der Rudisten- oder Hippuritenkreide (Gosau-formation der Ostalpen). Die rechte (untere) Klappe festgewachsen, die obere (linke) deckelförmig; nach abwärts ragende kräftige Zähne passen in die tiefen Gruben der Unterklappe. Zwei Schalenschichten: eine äußere aus prismatischen Elementen, eine innere porzellanartige. Seichtwasserbewohner und Riffbildner.

Fig. 2. Eadiolites (Sphaerulites) cornu-pastoris Desmarest. Die dicke Außenschichte blätterig gebaut und längsgerippt. Aus dem mittleren Turon der Charente ( Carentonien) und aus der Gosauformation.

Fig. 3. Caprina adversa d’Orb. Aus dem oberen Cenoman. Frankreich (Provence), Ostalpen, Böhmen. Die linke Klappe sehr groß, mit eingerolltem, kräftigen Wirbel. Caprinen sind auch aus der Gosau bekannt.

Fig. 4. Sphaerulites angeioides Lmk. Schalen sehr dick, grobschuppig, die innere Schichte zurücktretend. Aus der Gosaukreide. Sphaerulites-Arten treten schon im Schrattenkalke auf.

Fig. 5. Inoceramus labiatus Schloth. (= I. mytiloides Mantell). Aus dem Turon im Nordwesten Europas {Mytiloides-Pläner). Gleichklappige Schalen. Linke Klappe hinten etwas eingesenkt. Gerader Schloßrand mit Bandgruben. Schale faserig, konzentrisch gerunzelt.

Fig. 6. Inoceramus Brongniarti Sow. Turon (Brongniarti-Pläner). Rückwärtiger Flügel stärker entwickelt, etwas kürzer und breiter.

Fig. 7. Inoceramus Cuvieri Sow. Zonenfossil des oberen Turon {Cuvieri-Pläner). Stark verbreitert.

Fig. 8. Inoceramus Cripsi Mantell. Im Senon weit verbreitet. Europa (oberste Gosauformation), Asien, Nordamerika. Auch im Kreideflysch des Kählengebirges bei Wien.

Fig. 9. Actaeonella gigantea Sow. Aus dem unteren Senon. In der Gosau ganze Bänke erfüllend, z. B. bei Piesting unweit Wiener-Neustadt. Auch aus Kleinasien bekannt und aus dem Aachener Senon.

Fig. 10. Actaeonella laevis Sow. Aus denselben Schichten. Die Actäonellen sind dickschalig und besitzen Spindelfalten.

Fig. 11. Cerithium Simonyi Zekeli. Mit Dornen gezierte Art aus der Gosaukreide der östlichen Alpen.

Fig. 12. Glauconia (Omphalia) Kefersteini Mnstr. Aus der Gosaukreide der Neuen Welt bei Wiener-Neustadt. Auch aus Westbulgarien bekannt.

Fig. 13. Monopleura trilobata d’Orb. Aus dem Urgon (Schrattenkalk) des Département Vaucluse (Provence). Auch in den Urgonkalken bei Rustschuk a. d. Donau in großer Menge auftretend. Deckelklappe mit etwas gekrümmtem Wirbel. Schloßbau ähnlich wie bei Chama.

Fig. 14. Nerinea flexuosa Sow. Gosauformation.

Fig. 15. Nerinea bicincta Bronn. Gosauformation.

Fig. 16 und 16 a. Nerinea granulata Mnstr. Gosauformation.

Fig. 17. Cerithium furcatum Zekeli. Gosauformation.

Fig. 18. Cerithium variolare Stoliczka. Aus der Gosauformation Siebenbürgens.

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TAFEL XXIII.

Obere Kreide 3.

Fig. 1. Belemnitella mucronata Schloth. Aus dem oberen Senon in Nordwesteuropa. „Mucronatenkreide“, Schreibkreide. Das Rostrum hat an der Vorderseite einen Schütz ( Siphonalspalt) und am Ende ein Spitzchen. Auch aus dem Balkanvorlande bekannt.

Fig. 2. Actinocamax quadratus Blv. Aus der ,, Quadratenkreide“ (unteres Senon) von Mitteleuropa. Mit eigenartigem, oberen Ende des Rostrums in der Alveolarregion.

Fig. 3. Baculites anceps Lmk. Aus der oberen Kreide (Baculitenkreide). In Europa, Südamerika, Indien. Geradegestreckte Cephalopodenschale. Auch aus dem Mastricher Kreidetuff bekannt.

Fig. 4. Baculites Faujasi Lmk. Aus den Priesener Baculitenmergeln Nordböhmens (oberes Turon).

Fig. 5. Scaphites Geinitzianus d’Orb. An Crioceras anschließende Form mit geradegestreckter und hakenförmig zurückgekrümmter, kahnförmiger Wohnkammer. Aus dem Oberturon Mitteleuropas.

Fig. 6. Nautilus danicus Schloth. Aus der obersten Kreide (dänische Stufe) von Faxe auf Seeland. Auch aus Indien bekannt. Sehr involut. Gegen den Nabel zu etwas aufgebläht.

Fig. 7. Heteroceras polyplocum Roemer. Turmförmig, Turrilites-artig gewunden, die letzte Windung losgelöst. Aus dem oberen Senon von Norddeutschland und Südfrankreich. Auch in Rumänien (Südrand des transsylvanischen Gebirges bei Albeschti) vorkommend.

Fig. 8. Ammonites (Acanthoceras) rhotomagensis Brgt. Aus dem mitteleuropäischen und indischen Cenoman (chloritische Kreide). Kräftig gerippt, mit drei Dornenreihen an der Außenseite. Auch aus den Malnitzer Schichten (Turon) Nordböhmens.

Fig. 9. Ammonites (Acanthoceras) Woolgari Mant. Sehr groß werdende Art mit überaus kräftigen Dornen auf den äußersten Umgängen. Aus dem Turon.

Fig. 10. Ammonites (Acanthoceras) Mantelli Sow. Aufgeblähte Form mit gerundeter Außenseite, mit kräftigen Rippen und zurücktretenden Dornen. Aus dem Cenoman von Mitteleuropa und Indien. Auch aus dem Kreideflysch am Kahlenberge bei Wien.

Fig. 11. Ammonites (Pachydiscus) peramplus Mant. Aus dem unteren Turon des nordwestlichen Europa. Auch aus der böhmischen und sächsischen Kreide (Tepütz-Hundorfer Schichten = Oberpläner und -Quader). Sehr groß werdende Art.

Fig. 12. Ammonites (Schłoenbachia) varians Sow. Aus dem mitteleuropäischen Cenoman, aus Nordwestdeutschland, aus der chloritischen Kreide von Rouen, Mans usw. Zierlich gerippt und geknotet, mit einem Kiel (Crista) auf der Mitte der Außenseite.

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Jura und Kreide. Wirbeltiere und Pflanzen (obere Kreide).

Fig. 1. Callianassa antiqua Otto. Scherenfuß eines im übrigen weichhäutigen Decapoden. Turnau, Böhmen (Callianassensandsteine des Turon).

Fig. 2. Ptychodus latissimus Ag. Pflasterzahn eines rochenartigen Knorpelfisches aus dem Teplitzer Pläner (Oberturon). Auch aus England, Frankreich, Norddeutschland und Rußland bekannt.

Fig. 3. Lamna (Otodus) appendicularis Ag. Haifischzahn aus der oberen Kreide.

Ebendaher. Aus Europa, Nordamerika und aus Queensland bekannt.

Fig. 4. Oxyrhina Mantetti Ag. Aus dem Pläner (Turon). Ebendaher. ¹/₃ natürl. Größe. Europa und Nordamerika,

Fig. 5 und 5 a. Iguanodon Bernissartensis Boulenger. In natürl. Stellung. Aus dem Wälderton von Bernissart in Belgien. ¹/e0 natürl. Größe. Schädel mit zusammengedrückter Schnauze. Vorderteil des Unterkiefers zahnlos (5a). Backenzähne zusammengedrückt, mit scharfen gezackten Rändern. Das Becken erinnert in seinem Baue an das der Vögel. Vordere Gliedmaßen schwächer gebaut, fünffingerig. Rückwärtige dreizehig. Iguanodon ist noch aus dem Wälderton von England und Nordwestdeutschland bekannt.

Fîg. 5b. Iguanodon Mantetti Owen. Zahn aus dem Wälderton der Insel Wight. V2 natürl. Größe.

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Fi 6. Iguanodon-Fährte aus demWäldertonsandstein in Bückeburg (Hannover).

Fi 7 und 7 a. Hesperornis regalis Marsh. Aus der oberen Kreide von Kansas.

Zähne in Rinnen der Kiefer. Flügel rudimentär. Skelett nicht pneumatisch. Zahn in natürl. Größe.

Fig. 8. Mosasaurus Hofmanni Mant. ( = M. Camperi Meyer). Ein großer langgestreckter Saurier („Schlangenechse“) aus der obersten Kreide von Mastricht. (Eine ähnliche Art auch aus New Jersey bekannt.) Teile der Kiefer mit den auf Knochensockeln stehenden Zähnen.

Fig. 9. Megalosaurus Bucklandi Meyer. (Wiederhergestellt nach R. Owens Zeichnung.) Aus dem englischen Wälderton. ¹/l0 natürl. Größe. Reste von Megalosaurus kennt man vom Lias bis in die oberste Kreide (Kreidetuff von Mastricht). Auch aus der Gosauformation der Neuen Welt bei Wiener-Neustadt.

Fig. 10. Megalosaurus Bucklandi Meyer. Zahn in natürl. Größe.

Fig. 11. Credneria Geinitziana Stiehler. Aus dem Cenoman von Blankenburg und Wernigerode am Harz und von Strehlen in Sachsen; auch aus Grönland bekannt.

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Fig. 12. Sequoia Reichenbachi Geinitz (= Geinitzia cretacea Endl.).

Koniferenart. Weit verbreitet in der oberen Kreide. Aus dem Pflanzenquader von Moletein in Mähren.

Fig. 13. Sequoia ambigua Saporta. Zweigenden mit Fruchtzäpfchen.

Fig. 14. Aralia (Araliophyllum) Kowalewskiana Saporta. Aus dem böhmischen pflanzenführenden Cenoman (Perutzer Schichten). Von Kaunitz. Zu den Umbellifloreen gehörig. Verwandt mit dem Efeu (Hedera).

Fig. 15. Comptonites antiquus Nilsson. Wohl zu den Myricaceen gehörig. Aus der oberen Kreide von Schonen. Auch von Deva in Siebenbürgen.

Fig. 16. Quercus (Dryophyttum) primordialis Lesquereux. Aus der an Laubpflanzen reichen Dakotagruppe in Nebraska und Kansas (Nordamerika), entsprechend dem Cenoman von Moletein und Perutz. Hymenaea primigenia Saporta (zwischen Fig. 11 und Fig. 14 stehend). Aus den Perutzer Schichten von Vyscherowitz. Ein zu den Schmetterlingsblütlern (Papilionaceen) gehöriger Rest.

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Tertiär (Paleocän und Eocän).

Fig. 28. Fig. 29. Fig. 30. Fig. 31.

Crassatella sulcata Sow. Desgleichen.

Corbis lamellosa Desh. Aus dem mittleren Pariser Grobkalke.

Nerita conoidea De Roissy. Aus den Nummulitensanden von Cuise. Nautilus ( Aturia) lingulatus v. Buch. Aus dem Eocän vom Kressenberge, von Istrien usw.

Fig. 32. Ser pula spirulaea Lam. Aus dem oberen Eocän (Bartonstufe).

Eig. 33. Conoclypus conoideus Agassiz. ¹/„ natürl. Größe. In den Kressenberger Eisenerzschichten, im dalmatinischen Eocän usw.

Fig. 34. Linthia Heberti Cotteau. ¹/₂ natürl. Größe. Aus dem vicentinischen Eocän von Lonigo.

Fig. 35. Pentacrinus didactylus d’Orb. Aus dem mediterranen Eocän. Nur in Stielen und Stielgliedern bekannt.

Toula, Geologie. 3. Aufl.

Fig. 1. Chara Stacheana Unger. Sporangium aus den OAara-Kalken von Optschina im Triestiner Karst (Cosinaschichten). Sehr stark vergrößert.

Fig. 2. Stomatopsis cosinensis Stäche. Aus den Cosinaschichten der Umgebung von Triest.

Fig. 3. Pyrgulifera hum,erosa Meek. Aus der Laramieformation von Nordamerika.

Fig. 4. Physa gigantea Michaud. Aus dem paleocänen Süßwasserkalke voa Rilly bei Reims.

Fig. 5. Melania wyomingensis Meek. Aus der Laramieformation.

Fig. 6. Melania tergestina Stäche. Aus den Cosinaschichten.

Fig. 7. Corbicula (Cyrena) nebrascensis Meek. Aus der Laramieformation.

Fig. 8. Melanopsis (?) americana White. Aus der Laramieformation.

Fig. 9. Auricula, depressa Desh. Aus den tiefsten Paleocänschichten von Mons in Frankreich.

Fig. 10. Fig. 11.

Cyrena intermedia Meek und Hayden. Aus der Laramieformation. Nummulites laevigatus d’Orb. Mitteleocän (Pariser Stufe). An der Basis des Grobkalkes (Calcaire grossier). Weit verbreitet in der mittel-eocänen Nummulitenformation. Auch bei Mattsee.

Fig. 12. Nummulites scaber Lam. An der Basis des Grobkalkes von Paris. Auch in Biarritz. Im alpinen Nummulitenkalk. Weitverbreitete Art (Kleinasien, Iran, Indien). Mitteleocän.

Fig. 13. Nummulites perforatvs d’Orb. Mitteleocän (Pariser Stufe). In den Alpe* und Karpathen. Kressenberg, Ronea, Siebenbürgen, Kleinasien usw. Auch im indischen Eocän.

Fig. 14. Nummulites Lucasanus Defr. Bezeichnend für das Obereocän (Bartonstufe). Weitverbreitete .Art. In der Gegend von Gran mit N. per-foratus.

Fig. 15 und 15a. Nummulites Tschihatcheffi d’Arch. Im Vicentinischen und im ungarischen Mittelgebirge. Obereocän. (Tchihatcheffi-Horhont.)

Fig. 16. Nummulites planulatus d’Orb. Aus dem Untereocän (Londonstufe, Soissonais). Weitverbreitete Art. Auch in Kleinasien und im sub-balkanischen Eocän.

Fig. 17. Nummulites Ramondi Defr. Im ganzen mediterranen Gebiete. Paleocän und Eocän. In den alpinen Nummulitenschichten weit verbreitet, so von Mattsee, vom Kressenberge, in Dalmatien, im Vicentinischen, dann im Himalaja.

Fig. 18. Nummulites variolarius d’Orb. Aus den obereoeänen Sables moyens mit N. planulatus.

Fig. 19. Nummulites contortus Desh. Von Ronca (Mitteleocän).

Fig. 20. Nummulites biarritzensis d’Arch. Verbreitet wie N. Ramondi, perforator und planulatus.

Fig. 21. Orbitoides papyracea Boubée. Vom Kressenberge (Mitteleocän). (Ähnliche Formen auch in der oberen Kreide.)

• Fig. 22. Fig. 23. Fig. 24. Fig. 25. Fig. 26.

Alveolina ovoidea d’Orb. In Indien (Kutsch). Spanien (Malaga).

Alveolina oblonga d’Orb. Aus dem Untereocän. Südeuropa, Arabien. Cardium porulosum Brander. Aus dem Mitteleocän. (Pariser Stufe.) Venericardia planicosta Andrzejowsky. Mittel- und Obereocän.

Cerithium hexagonum Bruguière. Aus dem Grobkalke von Paris. Balkan.

Chama squamosa Eichw. Aus dem Obereocän von Hampshire (Bartontom und -sand).

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Tertiär (Oligocän, Miocän).

Fig. 25. Fig. 26. Fig. 27.

Fig. 28. Fig. 29. Fig. 30. Fig. 31.

Fig. 32. Fig. 33.

Fig. 34.

Fig. 35.

Textularia carinata d’Orb. Nußdorf. Lebende Art.

Bulimina ovata d’Orb. Nußdorf.

Amphistegina Haueri d’Orb.¹ Massenhaftem “Nußdorf (Amphisteginen-mergel). Auch im Leithakalke (Amphisteginenkalk).

Dentalina elegans d’Orb. Baden, Nußdorf.

Clavulina communis d’Orb.]|! Nußdorf. Lebende Art.

Cellepora te.tragona fleuß. Krustenförmig. Im Leithakalke (Bryozoenkalk).

Cellepora globularis Bronn. In den Leithakalken, im Tegel von Baden, im Mergel von Grinzing usw. Subapenninenformation von Piacenza usw.

Cellepora scripta fleuß. Krustenförmig. Häufig im T Leithakalke.]

Flabeilum cuneatum Goldf. Einzelkoralle aus dem Badener Tegel. Aus der Subapenninenformation Italiens. Tegel von Bordeaux.

Brissopsis ottnangensis R. Hoernes. Aus dem/JSchlierTvon Ottnang, Walbersdorf usw.

Clypeaster cf. acuminatus. Schildigel aus den miocänen Meeressanden von Hainburg an der Donau in Niederösterreich.

g. 1. Gardita Kickxii Nyst. Aus dem marinen Unteroligoeän Belgiens, g. 2. Astarte Kiclcxii Nyst. Desgleichen.

g. 3. Cyrena semistriata Desh. Aus den mergelig-sandigen Brackwasserschichten des mittleren Oligocän (obere Tongrische Stufe) von Klein-Spauwen bei Mastricht usw.

Fig. 4. Leda Deshayesiana Duch. Aus dem mitteloligoeänen Septarienton von Flörsheim am Main.

Fig. 5. Ostrea cyathula Lam. ²/s natürl. Größe. Aus dem oberen Oligocän, der unteren Meeresmolasse Süddeutschlands und der nördlichen Schweix.

Fig. 6. Perna Soldani Desh. Aus den oberoligocänen Cerithienschichten des Mainzer Beckens.

Fig. 7. Gytherea inerassata Desh. Aus dem mitteloligoeänen Meeressand des Mainzer Beckens.

Fig. 8. Cerithium tricarinatum Lam. Aus dem unteren Oligocän des Pariser Beckens.

Fig. 9. Cerithium plicatum Bruguière. Aus dem Mitteloligocän der Insel Wight (Hempsteadschichten), aus den kohleführenden Cyrenenmergeln in den oberoligocänen Cerithienschichten des Mainzer Beckens. Reicht daselbst auch in das obere Miocän (Corbicula-Schichten). Sehr häufig in den Schichten von Mold (im außeralpinen Teil des Wiener Beckens) usw.

Fig. 10. Cerithium trochleare Lam. Aus dem Mitteloligocän des Pariser Becken» (neben C. plicatum).

Fig. 11. Cerithium margaritaceum Brocchi. Weit verbreitet in der aquitanischea Stufe. Neben C. plicatum im Mainzer Becken, in der südbayrischen brackischen Molasse ( = oberoligoeäne Cyrenenschichten) mit Pechkohlen. Auch im außeralpinen Wiener Becken (z. B. bei Mold und Kuenring usw.) sowie im pannonischen Becken (bei Gran, in Kroatien), in Siebenbürgen, in Westrumänien usw.

Neben Fig. 11: Cypridina punctata v. Münster. Häufig im Leithakalke, auch in den Subapenninensanden von Castel arquato bei Parma.

Fig. 12. Pleurotoma subdenticulata Mnstr. Im Oberoligocän bei Cassel.

Fig. 13. Ghenopus (Aporrhais) tridactylus A. Braun. Aus dem oligoeänen Cyrenen-mergel, z. B. aus der Gegend von Kreuznach.

Fig. 14. Melania Laurae Matheron. Aus dem Oberoligocän des oberen Rhonetales in der Provence.

Fig. 15. Natica Nystii Sandb. Aus dem Oberoligocän des Mainzer Becken*.

Fig. 16. Scalaria rudis Phil. Desgleichen.

Fig. 17. Buccinum cassidaria Bronn. Desgleichen.

Fig. 18. Orbulina universa d’Orb. Aus dem mioeänen Badener Tegel. Lebt ira Mittelländischen Meere, im Atlantischen Ozean usw.

Fig. 19. Globigerina bulloides d’Orb. Aus dem mioeänen Foraminiferenmergel vom „Grünen Kreuz“ bei Nußdorf. Lebende Art.

Fig. 20. Robulina calcar d’Orb. Baden. Lebende Art.

Fig. 21. Rotalia Partschiana d’Orb. Nußdorf und Baden.

Fig. 22. Triloculina gibba d’Orb. Nußdorf. Lebende Art.

Fig. 23. Polystomella crispa Lam. Baden, Nußdorf usw. Lebende Art.

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Fig. 24.

Fig. 25.

Fig. 26.

Fig. 27.

Fig. 28.

Tertiär (Miocän).

Murex aquitanicus Grateloup. Häufig in den Gründer Schichten, aber auch von Baden, Gainfarn usw. bekannt.

Pyrula rusticula Bast. Sehr häufig in den Gründer Schichten, selten in Baden und Gainfarn. Auch von Eggenburg bekannt.

Dentalium badense Partsch. Sehr häufig in der marinen Tegelfazies (Baden) und in den Gründer Schichten.

Aturia (Nautilus) Aturi Bast. Für den Schlier bezeichnende Art (Ott-nang in Oberösterreich, Turin, Malta, Walbersdorf zwischen Wiener-Neustadt und Ödenburg). Auch aus den Gaudemdorfer Sanden.

Baianus sp. Aus den Balanensanden (Schichten von Eggenburg). Gehäuse eines im Alter festsitzenden Krebses.

Rissoa Lachesis Bast. Aus den Mediterranablagerungen von Baden, Steinabrunn, Pötzleinsdorf, Gran usw.

Mg. 1. Corbula gibba Olivi. In den Mediterranablagerungen sehr verbreitete Art. Auch im Schlier.

Fig. 2. Ostrea digitalina Dubois. In den Sanden von Pötzleinsdorf, Hernals, Grund, Eggenburg usw. häufig. Sehr weit verbreitet.

Pig. 3. Pecten aduncus Eichw. Aus den Sanden von Neudorf, Sievring, Maissau usw. Weitverbreitete Art.

Pig. 4. Téllina planata Linné. Aus den Tellinensanden von Eggenburg, Gauderndorf, Pötzleinsdorf usw.

Pig. 5. Pectunculus pilosus Linné. In der Strandregion der mediterranen Ablagerungen sehr verbreitet: Kalksburg (in Steinkernen), Wollersdorf, Grinzing usw.

Pig- 6. Venus muUilamelia Lam. Sehr häufig in Grinzing, Gainfarn, Enzes-feld usw.

Pig. 7. Mytilus Haidingeri M. Hoernes. Häufig im außeralpinen Teile des Wiener Beckens: Eggenburg, Mold, Loibersdorf. Auch von Grund usw.

Pig. 8. Ludna columbella Lam. Aus den Pötzleinsdorfer Sanden. Auch von Sievring, Kalksburg, Grund usw.

Pig. 9. Panopaea Menardi Desh. Aus den Sanden von Neudorf a. d. March, von Pötzleinsdorf, Kalksburg, Grund, Loibersdorf usw.

Pig. 10. Solenomya Doderleini Mayer. Im Schlier sehr verbreitet. Auch von Vöslau, Perchtoldsdorf in der Wiener Bucht bekannt.

Pig. 11. Ringicula buccinea Desh. Im Badener Tegel häufig, selten in den Pötzleinsdorfer Sanden. Weit verbreitet in Ungarn, Frankreich und Italien.

Pig. 12. Bucdnum reticulatum Linné. In der Mergelfazies häufig (Gainfarn). W eit verbreitete Art.

Pig. 13. Natica helidna Brocchi. In der marinen Tegel- und Mergelfazies sehr verbreitet. (Im Badener Tegel sehr häufig, auch im Schlier.)

Pig. 14. Conus ventricosus Bronn. Im Badener Tegel, im Mergel von Gainfarn und im Pötzleinsdorfer Sand häufig. Auch in Ungarn, Serbien, Frankreich und Italien.

Pig. 15. Cassis sabnron Lam. Im Badener Tegel, Gainfarner Mergel und Pötz leinsdorfer Sand. Auch im Schlier. Weit verbreitet.

Pig. 16. Ancillaria glandiformis Lam. Sehr häufig in den mediterranen Schichten, besonders im Badener Tegel.

Fig. 17. Pig. 18.

Fusus longirostris Brocchi. In der marinen Tegel- und Mergelfazies. Turritella bicarinata Eichw. Sehr häufig in der marinen Tegel- und Mergelfazies.

Fig. 19.

Ceriihium lignitarum Eichw. In den lignitführenden Tegeln des Neogen (z. B. von Mauer bei Wien). Von Grund. Auch bei Gran; in Siebenbürgen usw.

Fig. 20.

Turritella catihedralis Brongn. Aus den Ablagerungen von Loibersdorf, Steinabrunn usw.

Pig. 21. Trochus patulus Brocchi. Häufig in den mediterranen Ablagerungen von Österreich-Ungarn, Frankreich und Italien.

Fig. 22.

Iiissoa angulata Eichw. Eine der Formen aus dem brackischen Rissoen-tegel (z. B. in Wien und von Gaya in Mähren).

Pleurotoma cataphracta Brocchi. Eine Art des für die Pleurotomentone (Badener Tegel) so bezeichnenden Geschlechtes. Aus der marinen Tegel- und Mergelfazies (Baden, Gainfarn).

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Oberes Tertiär. Quartär.

Fig. 24. Clausilia pumila Ziegler.

Im Löß weit verbreitet.

Fig. 25. Helix hispida Müller.

Fig. 26. Succinea ob'onga Draparnaud.

Fig. 27. Planorbis pseudammoneus Sebloth. Weit verbreitet in den Süßwasserkalken. (Auch vom Eiehkogel bei Mödling.)

Im Löß weit verbreitet.

Fig. 28. Helix arbustorum, Linné. (

Fig. 29. Pupa muscorum Drap. |

Fig. 30. Paludina ( Vivipara) Brusinai Neumayr. Mit glatten Umgängen. Im mittleren Teile der mittleren Abteilung der Paludinenschichten.

Fig. 31. Paludina ( Vivipara) Dezmanniana Neum. Mit kräftigen Kielen. Im obersten Teile der mittleren Paludinenschichten.

Fig. 32. Paludina ( Vivipara) altecarinata Brusina. Die beiden Kiele viel stärker als bei Vivipara Dezmanniana. An der Grenze zwischen den mittleren und oberen Paludinenschichten Slawoniens.

Fig. 33. Paludina ( Vivipara) Zelebori Hoern. Kiele geknotet. Im oberen Teile der oberen Paludinenschichten.

Fig. 34. Paludina (Vivipara) Sturi Neum. Gerundete Knoten am unteren Kiele. An der Basis der oberen Paludinenschichten Westslawoniens.

Fig. 1. Mactra podolica Eichw. Hauptleitfossil der sarmatischen Stufe. Unter dem Wirbel der rechten Klappe ein Zahn, rechts davon eine Bandgrube (für das innerliche, elastische Ligament: Öffnungsvorrichtung).

Fig. 2. Tapes gregaria Partsch. Im sarmatischen Muscheltegel des Wiener Beckens überaus häufig. Rechte Klappe mit dreizähnigem Schlosse.

Fig. 3. Ervilia podolica Eichw. Rechte Klappe von außen. In der sarmatischen Stufe häufig.

Fig. 4. Modiola volhynica Eichw. In der sarmatischen Stufe weit verbreitet.

V* natiirl. Größe. Zahnloser Schloßrand. Vorderrand etwas vorgezogen.

I In den sarmatischen Sanden(,,Cerithien-Fig. 5. Cerithium pictum Defrance. j sande“) und Sandsteinen sehr häufig. Fig. 6. CerMium rMginomm Eichw. ' Brackwasserarten. Oer. pictum auch im

Fig. 7. Cerithium disjunctum Sow.

aquitanischen Becken. Cer. rubiginosum und Cer. disjunctum im östlichen Verbreitungsgebiete.

Fig. 8. Trochus podolicus Dubois. In den sarmatischen Sanden und Sandsteinen weit verbreitet.

Fig. 9. Bulla Lajonkaireana Phil. Bezeichnend für die sarmatischen Schichten des Wiener und des pannonischen Beckens usw.

Fig. 10. Valenciennesia annulata Rousseau. Bezeichnend für die tieferen (bracki-schen) Congerienschichten Südrußlands (Krim), des rumänischen und pannonischen Beckens. Schüsselförmige, konzentrisch gerippte Gastro-podenschale.

Fig. 11. Congeria subglobosa Partsch. Sehr häufig im Inzersdorfer Tegel, aber auch bei Agram und in Serbien.

Fig. 12. Congeria triangularis Partsch. Sehr häufig im pannonischen Becken.

Mg. 13. Congeria spathulata Partsch. natürl. Größe. Aus dem Inzersdorfer Tegel und bei Brunn sehr häufig. Aus den Strandbildungen bei Mödling. Auch bei Agram.

Fig. 14. Congeria subcarinata Karl Mayer (= C. Rhodanica Fontannes). In den sandigen Congerienschichten der Krim, in Rumänien und im Rhonebecken.

Fig. 15. Congeria rhomboidea M. Hoemes. Bezeichnend für die oberen Congerienschichten in Ungarn, Kroatien und in den unteren Congerienschichten Rumäniens.

Fig. 16. Congeria (Dreissensia) simplex Barbot de Marny. Massenhaft im Odessaer Kalkstein. Auch in Rumänien.

Fig. 17. Congeria Partschi Cżjżek. Im Wiener und im pannonischen Becken und in dessen Buchten.

Fig. 18. Cardium obsoletum Eichw. Sehr häufig in den sarmatischen Schichten des Wiener Beckens, in Ungarn und in Südrußland.

Aus den Congerienschichten. Weitverbreitete Arten. C. conjungens an der Hinterseite klaffend (Fig. 19a). Verwandte Formen lebend im Schwarzen und Kaspischen Meere und im Aralsee.

Bezeichnende Arten für den Con-gerientegel (InzersdorferTegel) und in den Congeriensanden im Wiener und im pannonischen Becken.

Fig. 19. Cardium (Adacna)

conjungens Partsch.

Fig. 20. Cardium (Adacna) apertum Münstr.

Fig. 21. Melanopsis Martiniana Férussac.

Fig. 22. Melanopsis vindobonensis Th. Fuchs.

Fig. 23. Melanopsis Bouëi Férussac.

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TAFEL XXIX

Tertiär.

(Fig. 2—13 Pflanzen, darunter Fig. 12, obere Kreide.)

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Fig. 1. Andrias Scheuchzeri Tschudi. Riesensalamander aus dem mioeänen Süß wasserkalke von Öningen in der Schweiz. Verwandt mit dem japanischen Cryptobranchus japonicus v. Hoeven. Scheuchzers (1672—1733) „Homo tristis diluvii testis“. Nach Cuviers Abbildung.

Fig. 2. Lithothamnium, („Nullipora“) ramosissimum Reuss. Kalkalge aus dem Leithakalke (Lithothamnien- oder ,,Nulliporen“-Kalk). Ein Stückchen in natürlicher Größe und ein vergrößerter Durchschnitt. — Hauptkalkbildner der festen Leithakalke. Baustein von Wien.

Fig. 3. Pinus moravica Stur. Aus den sarmatischen Schichten von Kostei in Mähren.

Fig. 4.

Fig. 5.

Fig. 6.

Quercus mediterranea Unger. Aus der mioeänen Braunkohle von Parschlug in Steiermark. Immergrüne Art mit steifen, lederigen Blättern. In den Mittelmeergebieten leben verwandte Arten.

Quercus drymeja Ungef. Aus den aquitanischen Sotzka¹ chichten von Sotzka in Südsteiermark. Ähnliche Formen aus Mexiko bekannt. Immergrüne Art.

Cinnamomum lanceolatum Unger. Von derselben Fundstätte. In der

Auch aus England

unteren Süßwassermolasse weit verbreitet.

-    _    . (Devonshire) bekannt.    t '

Fig. 7. Cinnamomum polymorphum A. Brogn. Blatt des tertiären Kampferbaumes. Aus dem Miocän von Öningen. In der unteren Süßwassermolasse weit verbreitet. Aus den Tonen von Preschen. — Heute im südöstlichen, tropischen Asien.

Fig. S. Ficus Réussi von Ettingshausen. Aus der böhmischen Braunkohle (von Bilin usw.).

Fig. 9. Myrica lignitum Unger. Aus der mioeänen Braunkohle von Parschlug Auch aus Südfrankreich, Hessen und Böhmen bekannt.

Fig. 10. Engelhardtia Brongniarti Saporta. Aus der böhmischen Braunkohle (von Bilin usw.). Flügelfrucht einer zu den Walnußgewächsen gestellten Gattung. Weit verbreitet. Auch von Leoben, Radoboj, Sagor, Sotzka usw. Aus Nordamerika in ähnlichen Formen bekannt.

Fig. 11. Caesalpina norica Unger. Aus dem Aquitan von Sotzka. Ähnliche Arten in der oberen Süßwassermolasse von Öningen usw. Die Caes-alpinaceen gehören zu den Schmetterlingsblütlern. Caesalpina heute hauptsächlich im tropischen Südamerika, auf den Bahamainseln, auf Madeira usw.

Fig. 12. Flabellaria longirhachis. Fächerpalme aus der kohleführenden Gosau-formation von Grünbach bei Wiener-Neustadt. — Ähnliche Formen auch im Oligocän von Häring in Tirol. (Sabal oxyrhachis Heer.)

Fig. 13. Sterculia labrusca Unger. Eine im Oligocän weitverbreitete Form.

Aus dem Aquitan von Sotzka. (Auch in Kleinasien.) Sterculia, den Linden nahestehend, findet sich heute hauptsächlich in Ostindien und in Guinea.

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Fig. 17. Anthracotherium alsaticum Cuv. („Das Kohlentiër.“) Hinterfuß und oberer Backenzahn. Paarhufer aus dem Oligocän. Etwas kleiner als Anthr. magnum Cuv., dieses Leitfossil für das Oberoligocän (Aquitan).

Fig. 18. Palaeotherium medium Cuv. Unteroligocän. Hinterfuß, dreizehig;

¹/₃ natürl. Größe. Oberkieferbackenzahn in ³/₄ natürl. Größe. Unpaarhufer.

,Fig. 19. Anchitherium aurelianense Blainville. Aus dem Miocän. Auch in der „ersten Säugetierfauna“ des Wiener Beckens. Vorderfuß und Oberkieferbackenzahn.

Eig, 20. Hipparion (Hippotkerium) gracile Kaup. Aus der „zweiten Säugetier-\ fauna“ des Wiener Beckens (Belvedereschotter). Vorderfuß und Oberkieferbackenzahn mit Schmelzinsel an der Innenseite.

Eig. 21. Équus caballus Linné. Seit dem Diluvium. Vorderfuß und Oberkieferbackenzahn mit Schmelzhalbinsel an der Innenseite. !

Fig. 1. Halitherium Schinzi Kaup. Yso natürl. Größe. „Seekuh“-Skelett. Sirene , aus dem rheinhessischen Mitteloligocän. ,,Halitherium“-Rippen sind in den mediterranen Strandschichten des Wiener Beckens vielfach verbreitet (Eggenburg, Kalksburg usw.).

Fig. 2. Mastodon (Trilophodon) angustidens Cuv. (s. auch 12). Aus dem unteren Miocän von Sansan. Stoßzähne im Ober- und im Unterkiefer. Auch im österreichischen Miocän, z. B. von Eibiswald.

Fig. 3. Coryphodon elephantopus Cope. Schädel in ¹/₁₀ natürl. Größe von unten.

Aus den eocänen Wasatchschichten von Neu-Mexiko in Nordamerika. Das kleine Gehirn ist ersichtlich gemacht. Spärliche Reste von Coryphodon auch aus dem Londonton und den Sanden von Soisson.

Fig. 4 und 4 a. Dinothérium giganteum Kaup. Aus dem unteren Pliocän.

(Simorre, Eppelsheim, Belvedereschotter, Pikermi.) y,₅ natürl. Größe. Die Stoßzähne des Unterkiefers dieses Rüsseltieres nach abwärts gerichtet. Zwei oder drei scharfschneidige Querjoche an den Backenzähnen; fünf derselben zugleich im Gebrauche.

Fig. 5. Chalicotherium Goldfussi Kaup. Oberer Molar, ¹/₂ natürl. Größe. Pliocän von Eppelsheim und dessen Äquivalente. Auch in Niederösterreich.

Fig. 6 und 6 a. Aceratherium incisivum Kaup. Aus dem europäischen Unter-pliocän. Auch in der „zweiten Säugetierfauna“ des Wiener Beckens: Belvedereschotter usw. Hornloses Rhinoceros. — Fig. 6 a. Ein Oberkieferbackenzahn in V₂ natürl. Größe.

'Fig. 7. Oreodon Culbertsoni Leidy. Aus den White River Schichten (Oligocän) von Nebraska in Nordamerika.

Fig. 8 und 8 a. Cervus (Palaeomeryx, Dicrocerus) furcatus Hensel, vielleicht = C. elegans Lartet. Ein Gabelhirsch aus dem Miocän von Steinheim und Sansan. Palaeomeryx auch aus dem Wiener Becken (Neudorf a. d. March).

Fig. 9. Palaeotherium crassum Cuv. ¹/₈ natürl. Größe. Aus dem Gips von Montmartre. (Unteres Oligocän.) Tapirartiger Säuger.

Fig. 10. Uintatherium (Dinoceras) ; mirabile Marsh. Aus den oberen Eocän-schichten (Bridger Schichten) der „Bad Lands“ von Wyoming in Nordamerika. ¹/₁₂ natürl. Größe. Drei Paar Homzapfen. Säbelförmige Eckzähne.

Fig. 11. Mastodon turicensis Schinz. Aus dem oberen Miocän von Simorre. Deutliche Querjoche.

Fig. 12. Mastodon (Trilophodon) angustidens Cuv. Der letzte Backenzahn des Oberkiefers. Drei Querreihen der Höcker. Miocän. Erste Säugetierfauna des Wiener Beckens. Auch aus den Siwalik Hügeln Indiens bekannt.

Fig. 13. Elephas (Euelephas) primigenius Blumenbach. Mammut. Letzter oberer Backenzahn. Rückwärts hinter der Kaufläche in der Alveole nachwachsend. Mit zahlreichen Querleisten. Bezeichnendste und verbreitetste Art des Diluviums. Vs natürl. Größe.

Fig. 14. Elephas (Loxodon) meridionalis Nesti. V₇ natürl. Größe. Im obersten Pliocän, besonders Südeuropas, bis in das ältere Diluvium reichend. Breite Zahnkrone. Weniger zahlreiche Querleisten.

Fig. 15. Elephas (Euelephas) antiquus Falconer. Ve natürl. Größe. Aus dem älteren Diluvium ( wohl auch schon im Oberpliocän) Europas. Schmale Kaufläche. Schmelz der Querleisten stark gefältelt.

Fig. 16.. Anoplotherium commune Cuv. Aus dem unteroligocänen Gips vom Montmartre. Paarhufer.

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Litłi u.Druck der Kartogr Allst.v.Th.Bannwarth Wien

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