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während oder nach der Faltung aufgeprägt und verläuft hier durchaus nicht parallel mit der steilen 

 einfallenden Granitgrenze weiter im 0. 



Man sieht vielmehr, daß die Schieferung vom äußeren Rande des großen Gewölbes gegen das 

 Innere, gegen den Kern des Batholithen allmählich abklingt, während zugleich die Minerale der höheren 

 Temperaturzonen immer mehr zurücktreten und an die Stelle der Krystallisationsschieferung immer mehr 

 die schiefrige Kataklase tritt; auch sie wird am schwächsten in den tiefsten und innersten Teilen des 

 Batholithen. Am vollkommensten und gleichmäßigsten ist, wie gesagt, die Parallelstruktur in den grob- 

 schuppigen Granatglimmerschiefern und Zweiglimmergneisen der Glimmerschieferzone ausgeprägt. Ihre 

 Bildung aus moldanubischen Gneisen in der Pressungszone zwischen beiden Massiven unter völliger 

 Umkiystallisation und Neubildung »schieferholder« (Becke) Minerale in grober Ausbildung wurde oben 

 besprochen (p. 41 [581]). Die Orthogneise zeigen hierbei weit geringere Tendenz zur Glimmerbildung als 

 die lonerdereichen Paragneise. Die Glimmerschieferzone oder, wie man auch sagen kann, die muscovit- 

 reiche Zone am moldanubischen Rande, grenzt sich vollkommen scharf ab von dem moravischen Bittescher 

 Gneis, klingt aber ganz allmählich aus gegen W und NW in die eigentlichen moldanubischen Gneise. 



Die Glimmerschiefer müssen ihre Parallelstruktur und ihren Mineralbestand bei höheren Tem- 

 peraturen erworben haben als die Gneise im Liegenden. Biotit ist unzerdrückt; er ist zugleich 

 mit der Ausbildung der Krystallisationsschieferung entstanden. 



In den oberen Komplexen des Bittescher Gneises herrscht noch die Tendenz zur Bildung großer 

 Porphyroblasten von Muscovit (p. 13 [553]), selten auch zur Bildung von Biotit, vermutlich Anklänge an 

 die Vorgänge, welche den Granatglimmerschiefer erzeugt haben. 



Im übrigen ist das Lager des Bittescher Gneises ein treffliches Beispiel homogener mechanischer 

 Umformung eines gewaltigen Gesteinskörpers. Jedes einzelne Feldspatauge der enormen Masse ist 

 zerdrückt, das Grundgewebe wohl großenteils krystalloblastisch erneuert, aber mit erhaltenen Biotit- 

 schüppchen und mit Resten von Mörtelstruktur (blastoporphyrische Struktur). 



An die Bittescher Gneise schließen in der Thayakuppel die glimmerschieferartigen Granatphyllite; 

 sie gehen gegen N stellenweise in serizitische, chloritische und tonschieferartige Phyllite über (p. 24 [564]). 

 Klastische Reste sind im Mikroskop noch häufig zu sehen. 



Am deutlichsten kommt die Abnahme der Metamorphose gegen innen in den Kalklagern zum Aus- 

 drucke und am wenigsten krystallin ist der innerste Kalkzug bei Selletitz im NO der Tha}^akuppel. 



Die Kontaktgesteine an der Grenze zwischen Bittescher Gneis und Kalk, die Fugnitzer Kalksilikat- 

 schiefer, verdienen hier nochmals besondere Erwähnung (siehe Beschreibung, p. 28 [568]). Zwei 

 Erklärungsmöglichkeiten bieten sich zunächst für dieses höchst eigenartige, feinstreifige, krystalloblastisch- 

 schiefrige Gemenge von Orthoklas, Quarz, Hornblende, Zoisit und Augit. Man könnte eine unmittelbare 

 Kontaktwirkung des schiefrig erstarrten Gneises, eine Piezokontaktmetamorphose im Sinne VVein- 

 scheink's oder eine spätere Verschieferung eines ursprünglichen Kontaktgesteines annehmen. 



Die erwähnten allgemeinen Gründe sprechen gegen eine Intrusion des Bittescher Gneises als 

 mächtiges Lager. Eine solche könnte natürlich erst nach der moldanubischen Überschiebung erfolgt sein, 

 aber es bliebe dann die ungleiche Metamorphose im Hangenden und im Liegenden und insbesondere der 

 Mangel eines eigentlichen pyrogenen Kontaktes und die Metamorphose in relativ geringer Temperatur der 

 Gesteine im Liegenden des mächtigen Lagers unerklärt. Weder im Hangenden noch im Liegenden des 

 Gneises zweigen Gänge ab in die Nachbargesteine. 



Größere Wahrscheinlichkeit hat die zweite Annahme, daß die Fugnitzer Schiefer durch spätere 

 krystalloblastische Umformung eines Kontaktgesteines entstanden sind. Sie würde die größere Menge von 

 Mineralen erklären, welche dem pyrogenen Kontakt fremd sind, wie Zoisit, Albit und Hornblende, und 

 vor allem stimmt mit ihr überein die gleichmäßig feinkörnige, krystalloablstische Struktur des Gesteines. 

 Die orthoklasreichen Lagen könnten als umgeformte aplitische Adern angesehen werden. Die Körner von 



