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Süden verblinden gewesen sein, da hier der Triasdolomit aus der Schichtfolge nach Nordosten abgedrängt 

 erscheint (vgl. Taf. II, Fig. 4 und Taf. III, Fig. 1). 



Den geologischen Bau des östlichen Abschnittes beherrscht x'ermehrte Aufwölbung, die in zwei 

 secundären Anticli nen von Triasdolomit unter gleichzeitigem Zurückweichen der grani- 

 tischen Axe nach Süden zum Ausdrucke kommt. Nur in einer schmalen, wellig gekrümmten Zone 

 setzt sich die granitische Axe bis nahe an den Ostrand des Gebirges, beziehungsweise bis unmittelbar an 

 die östliche Randverschiebung fort. Im östlichen .'Xbschnitte herrscht im allgemeinen Überschiebung nach 

 Süden; die Erhaltung eines Theiles des Mittelschenkels am Ostrande bei Parnica deutet im Zusammen- 

 hange mit der Erweiterung des F'altungsraumes auf eine Abschwächung der Überschiebung hin. Eine 

 secundäre Einmuldung, der secundären Syncline der Hojica in der Osttatra vergleichbar, tritt im Bereiche 

 der Anticline .4j am Ostrande des Gebirges bei Parnica auf. Die Hauptfalten, wie auch die secundären 

 Anticiinen erweitern sich nach Osten immer mehr und sind am Ost ran de gerade in ihrer brei- 

 testen Entwicklung durch einen Randbruch abgeschnitten, der zuerst nordsüdlich, dann 

 nordsüdlich mit einer kleinen Ablenkung nach Westen verläuft. 



An diesem Randbruche ist die östliche Fortsetzung der P'"alten zur Tiefe gesunken, erst bei 

 Parnica, li'T km südlich von der Nordostecke des Gebirges, tauchen an der Ostseite des Randbruches die 

 mesozoischen Bildungen mit neocnmen und überjurassischen Fleckenmergeln wieder auf, und der Rand- 

 bruch geht hier in die Siplinie über. An der Siplinie sind die Schichten nach Süden geschleppt, 

 zugleich aber treten in dem Vordringen der mesozoischen Bildungen nach Westen südlich vom zipfel- 

 förmigen Ausläufer der granitischen Centralaxe deutliche Anzeichen einer nach Westen, d. i. gegen 

 die Centralaxe gerichteten Bewegung hervor. Die Randbruchlinie, der man das Wesen einer 

 queren Blattlinie zusprechen muss, ist demnach in ihrem nördlichen Theile zugleich eine Senkungshruch- 

 linie, während sie nach Südwesten als Siplinie zugleich den Charakter einer Aufschiebungslinie annimmt, 

 und es zeigt sich auf diese Weise, einen wie verschiedenartigen tectonischen Charakter eine 

 und dieselbe iJislocationsfläche annehmen kann. Die Länge der Ostrand-Bruchlinie beträgt 

 sammt der Siplinie, soweit diese letztere bisher sicher ermittelt ist, im ganzen 14-5 Ä'»;. 



Die nach Süden und hauptsächlich nach Westen, d. i. gegen die granitische Centralaxe gerichtete 

 Bewegung an der Siplinie hat eine un\'erkennbare Analogie mit der ebenfalls gegen die Centralaxe gerichteten 

 Bewegung, die am Westrande der Tatra erkannt werden konnte. Noch auffallender tritt dieÜbereinstimmung 

 des geologischen Baues am Südrande hervor. Auch dieser Rand ist ein Bruchrand, theils alttertiäre 

 Schiefer und .Sandsteine, theils cretacische Dolomite und P'leckenmergel stoßen hier 

 unmittelbar an den Granit der Hauptaxe an. Während aber am Südrande des Tatragebirges nur 

 kleine mesozoische Schollen erhalten sind, deren im allgemeinen Hache Lagerung weniger direct beob- 

 achtet als mittelbar erschlossen werden konnte, treten im Fatrakrivän-Gebirge jungmesozoische Kalke 

 und Dolomite bei Kralovän in breiter Zone an den Granit heran und ihre flache Lagerung ist 

 NA'eiten Aufschlüssen unmittelbar zu entnehmen. Nur mit einigem Zögern konnten die kleinen 

 mesozoischen Schollen im Süden der Tatra als Reste einer Austonungszone der Niederen Tatra mit ver- 

 hältnismäßig flacher Lagerung angesprochen werden, hier dagegen zeigt ein Blick auf die geologische 

 Karte, dass die breite, an den Südrand des Granitkernes des Fatrakrivän-Gebirges angrenzende creta- 

 cische Scholle des Hradiskapasses zugleich die Randzone des südlich davon sich erhebenden 

 L u b o c h n i a g e b i r g e s b i 1 d e t . 



Die Randzone am Südfuße des Fatrakrivän-Gebirges war zufolge ihrer Rolle als Austönungszone 

 schon in voreocäner Zeit ein Tiefengebiet, in das die Ingression des Eocänmeeres eintreten konnte. 

 Die abgelagerten Alttertiärschichten bewahrten in der Mitte des Thuröczer Kessels eine fast horizon- 

 tale Lagerung; sie wurden wohl da und dort \(>n Brüchen betroffen, aber nicht gefaltet. Der- 

 artige Brüche vollzogen sich in nacheocäner Zeit besonders in der Nähe der in voreocäner Zeit gebildeten 

 Dislocation zwischen dem Granite des Fatrakrivän-Gebirges und dem cretacischen Saume des Lubochnia- 

 gebirges. Ungleiche Sprunghöhe der nachmaligen Senkungen an dieser Dislocation musste an einzelnen 



