Berliner geowiss. Abh. E 36 189-241 Berlin 2001 Fazies, Stratigraphie und Ammonitenfauna des Mittleren und Oberen Dogger bei Neumarkt i.d.Opf. (Bajocium-Oxfordium, Süddeutschland) Gernot Arp Zusammenfassung: Das Profil Neumarkt-Fuchsberg umfaßt eine 25 m mächtige Sedimentabfol- ge von flach-subtidalen Sandsteinen des tieferen Bajocium bis zu einer Kalk-Mergel-Wechselfolge des höheren Oxfordium mit Schwamm-Mikrobialithen in mittlerer Schelfposition. Anhand der Am- monitenfauna können die Humphriesianum-, Parkinsoni-, Koenigi-, Jason-, Lamberti- und Bifurca- tus-Zone belegt werden. Sedimente weiterer Ammoniten-Zonen sind einer lithostratigraphischen Korrelation mit dem benachbarten Profil Sengenthal folgend vertreten. Nur für das Ober-Bathoni- um bis tiefste Unter-Callovium (Herveyi-Zone) ist biostratigraphisch eine Schichtlücke belegt. Die Mikrofazies der Sedimente spiegelt die zunehmende Küstenentfernung und Umformung der Pa- läogeographie mit Durchbruch der Regensburger Straße, veränderten Meeresströmungen und zu- nehmender Öffnung zur Tethys wider. Eine schrittweise Zunahme der Wassertiefe ist anzuneh- men. Mächtigkeitsschwankungen im Bajocium-Bathonium gehen auf die Nivellierung einer sub- marinen erosiven Reliefbildung im untersten Bajocium an der Grenze "Eisensandstein"/"Sowerbyi- Sauzei-Schichten" zurück. Eisenooide sind keine Bildungen des bewegten Flachwassers sondern entstanden bei geringer Wasserbewegung nahe der Sedimentoberfläche. Diskontinuitäten und Kondensationshorizonte im Mittleren und Oberen Braunjura werden auf transgressive Phasen und Meeresspiegelhochstände zurückgeführt. Im Falle der Parkinsoni- bis tieferen Zigzag-Zone, der tiefern Koenigi-Zone und der Lamberti-Zone fallen sie zeitlich mit eustatischen Meeresspiegel- hochständen zusammen. Späte Abschnitte transgressiver Phasen bzw. Meeresspiegelhochstände sind zudem mit Phasen der Phosphoritknollen-Bildung verbunden. Eine Regression ist nur für die späte Sauzei-/frühe Humphriesianum-Zone gesichert. Der Wechsel von einer Limonit- zu Glauko- nit-charakterisierten Sedimentation fällt mit dem Durchbruch der Regensburger Straße während des Unter-Callovium zusammen. Abstract: A 25 m thick section of shallow-subtidal early Bajocian sandstones to early Oxfordian limestone-marl-alternations with sponge-microbialite-buildups of the middle shelf has been in- vestigated at Neumarkt i.d.Opf. (Franconian Alb, Bavaria). The ammonoid faunas prove the presence of the Humphriesianum-, Parkinsoni-, Koenigi-, Jason-, Lamberti- und Bifurcatus-Zone. Further ammonite zones should be present as derived from correlation with the adjacent section Sengenthal. A biostratigraphic gap is evident only for the Upper Bathonian to the early Lower Callovian. The microfacies of the sediments reflects the increasing distance to the coast and a change in palaeogeography including the connection of the south German and Polish seas by the Regensburg strait, change in currents and a progressive opening to the Tethys. A step-by-step increase in water depth is suggested. Changes in thickness of the Bajocian-Bathonian at short distances result from a submarine erosional relief formed during the lowermost Bajocian. Iron ooids probably formed at the sediment-water interface in an poorly agitated environment. Disconformities and condensations in the early Bajocian to early Oxfordian are considered to result from transgressive pulses and sea-level highstands. In the case of the Parkinsoni- to early Zigzag-Zone, the early Koenigi-Zone and the Lamberti-Zone these condensations coincide with eustatic sea- level highstands. In addition, late parts of transgressive pulses and sea-level highstands are characterized by the formation of phosphorite. A regression is only indicated for the late Sauzei/ early Humphriesianum-Zone. The change from limonite- to glaucony in sedimentation coincides with the opening of the Regensburg strait during the Lower Callovian. Adresse: Dr. Gernot Arp, Göttinger Zentrum Geowissenschaften, Abteilung Geobiologie, Univer- sität Göttingen, Goldschmidtstraße 3, 37077 Göttingen, Email: garp@gwdg.de 190 1 Einleitung Der Mittlere und Obere Dogger der Fränki- schen Alb umfaßt eine geringmächtige, wech- selhafte Abfolge von Kalksandsteinen, Geröll- Lagen, eisenoolithischen Mergeln und Mergel- kalken bis glaukonitischen Tonmergeln. Be- zeichnend sind zahlreiche Diskontinuitäten und Kondensationshorizonte sowie der ab- schnittsweise große Fossilreichtum. Regional spiegelt die Abfolge die schrittweise Über- flutung der randlichen Böhmischen Masse und des Vindelizischen Landes wider (POM- PECKJ,1901; MEYER & SCHMIDT-KALER 1981). Dieser regionale Vorgang wird von eustati- schen Meeresspiegelschwankungen überla- gert, deren Zyklen erster und zweiter Ordnung weltweit verfolgt werden können (HAQ et al. 1988; HALLAM 1988, 2001). Bisher wurden bei der Interpretation der Sedimentabfolge des höheren Dogger der Frankenalb Aufarbei- tungs- und Geröll-Lagen Regressionen zuge- ordnet, Mächtigkeitsschwankungen durch kleinräumige tektonische Schwellen und Sen- ken erklärt (HERTLE 1962; KÄSTLE 1990) sowie Eisenooide als Hinweis auf bewegtes Flach- wasser aufgefaßt (z.B. SCHMIDTILL & KRUMBECK 1938: 320; SCHMIDT-KALER et al. 1992). Der hier bearbeitete Aufschluß bietet nun die Gelegenheit anhand von Lithologie, Mikro- fazies und Biostratigraphie lokale, regionale und überregionale Effekte auf die Sedimenta- tionsgeschichte im höheren Dogger der Fran- kenalb herauszuarbeiten und zu bisherigen Interpretationen Stellung zu nehmen. 2 Geographische Lage Das untersuchte Profil wurde beim Ausbau der Straße von Neumarkt in der Oberpfalz nach Fuchsberg am Hang des Wolfsteines von November 1990 bis März 1991 aufge- schlossen. Neumarkt i.d.Opf. liegt etwa 120 km nördlich von München und 35 km süd- östlich Nürnberg (Abb.1.). Der untersuchte Aufschluss befindet sich am Westrand der Mittleren Fränkischen Alb un- mittelbar östlich der Grenze der Kartenblätter Nr. 6734 Neumarkt i.d.Opf. (LAHNER & STAHL 1969) und Nr. 6735 Deining (R: 4463650-850, H: 5461225; GAUKLER & HÄRING 1973). Die Burgruine Wolfstein ist etwa 1 km nord- westlich des Aufschlusses gelegen. 3 Profilbeschreibung Schicht 1 (Liegendes). - Rostroter Eisen- sandstein mit einzelnen hämatitischen Erz- brocken und deutlicher Schrägschichtung; Mächtigkeit: Mindestens 170 cm. Schicht 2. - Heller, gelber, von Grabgängen durchsetzter, toniger Sand mit hellgrauen Tonschlieren, z.T. Flasergefüge; Mächtigkeit: 150 cm. Schicht 3. - Rotbrauner, z.T. eisenschüssi- ger, feinkörniger Sandstein bis Kalksandstein mit grober Bankung; bogige Schräg- und Kreuzschichtung sowie einzelne Grabgänge; mittlerer Teil z.T. als rostroter Eisensandstein; Mächtigkeit: 330 cm. Schicht 4. - Heller, gelbbrauner, feinkörniger Sandstein mit einzelnen grauen Tonblättern; deutliche Schrägschichtung, Grabgangsyste- me und senkrechte Wohnröhren; etwa 20 cm unter Top ein großer Spreitenbau; Mächtigkeit: 35 - 50 cm Schicht 5. - gelbbrauner bis rotbrauner, fein- bis mittelkörniger Kalksandstein; lagenweise Grobsand führend, z.T. stark feinoolithisch; vorwiegend aufgebaut aus gelbbraunen, z.T. oolithischen Sandstein-Geröllen (untergeord- net auch phosphatische Geröllchen); Ein- schaltungen von grobsandigem Echinoder- menschutt, häufig Muschelschalen (u.a. Par- vamussium); Rhabdocidaris-Stacheln, Isocri- nus-Stielglieder; Mächtigkeit: 15 - 20 cm Schicht 6. - Geröllhorizont aus feinkörnigen Kalksandsteingeröllen (Durchmesser ≤ 5 cm), Quarzkörner z.T. als Rindenooide, dünne "Ei- senlack"-Überzüge; gelbbrauner, sandiger Mergel als Grundmasse; Mächtigkeit: 5 - 15 cm Schicht 7. - gelbbrauner, feinkörniger Sand mit grauen Tonflasern, etwas bioturbat; flache "Eisenlack"-überzogene Gerölle bis 20 cm Durchmesser aus braunem, feinkörnigen Kalksandstein mit Schalenabdrücken und Ser- pulidenbewuchs; Mächtigkeit: 10 cm Schicht 8. - dunkelgrau-braun gestreifter, sandig-siltiger Ton, leicht bioturbat; an der Obergrenze zwei siltige Phosphoritknollen (innen schwarz, stark feinoolithisch, bis 7,5 cm Durchmesser, z.T. mit Anreicherung klei- ner Bivalven: Parvamussium pumilum (LAMARCK)); Mächtigkeit: 30 cm 191 Abb. 1. Geographische Übersicht mit Lage des Aufschlusses Neu- markt-Fuchsberg und der Ver- gleichsprofile Höhenberg, Sen- genthal und Dillberg. Fig. 1. Geographic overview of the Jurassic of the Schwabian-Franco- nian Alb, showing the location of the investigated section Neu- markt-Fuchsberg and the adjacent sections Höhenberg, Sengenthal and Dillberg. Schicht 9. - schwarzgrauer, siltiger Ton mit schaligen rostfarbenen, leicht feinoolithischen Toneisensteingeoden (gehäuft bei 50 - 60 cm und 80 - 90 cm über der Basis); etwa 30 - 40 cm über der Basis Lage mit kleinen Phos- phoritknollen (außen weiß und unregelmäßig, innen schwarz; feinoolithisch), welche zahl- reiche kleine Muschelschalen aufweisen: Par- vamussium pumilum (LAMARCK), Nuculana claviformis (SOW.), Chlamys sp., Campto- nectes sp., Liostrea sp. (7 cm große Schale mit angehefteter Gervillia sp.); weiterhin win- zige Gastropoden, Dentalien, kleine Stöcke cyclostomater Bryozoen, Scherenreste eines decapoden Krebses und ein juveniler Am- monit (Taf. 6/1); auch im umgebenden Ton winzige Schalenabdrücke; in den untersten 30 - 40 cm nur vereinzelt Phosphoritknollen (au- ßen weiß, innen schwarz, siltig und fein- oolithisch); Mächtigkeit: 150 - 160 cm Schicht 10. - bräunlich-grauer, sandiger Silt; Mächtigkeit: 10 - 12 cm Schicht 11. - hellbrauner, bröckeliger, fein- körniger, etwas siltiger Kalksandstein mit rost- farbenen Muschelabdrücken und siltigen Grabgängen; Phosphoritkonkretionen, unter- geordnet Ton-, Sandstein- und Kalksandstein- Gerölle (bis mehrere cm Durchmesser); an der Basis nicht selten dicke Belemniten; Mächtigkeit: 20 - 28 cm Schicht 12. - graubrauner, sandiger Ton mit Sandstein-Schwarten und -Gängen (Bioturba- tion); rostfarbene Muschelabdrücke; Mächtigkeit: 20 cm Schicht 13. - bräunlich-grauer Ton mit Sand- flasern; Mächtigkeit: 20 cm Schicht 14. - graubrauner, sandiger Silt; Mächtigkeit: 15 cm Schicht 15. - mürbe, tonige, graubraune fein- körnige Kalksandsteinbank; stark bioturbat; Obergrenze fließend; Mächtigkeit: 30 cm Schicht 16. - stark tonflaseriger, graubrauner, bröckeliger feinkörniger Kalksandstein; Fla- sergefüge durch Bioturbation stark verwühlt; Mächtigkeit: 120 - 140 cm 192 Schicht 17. - gelbbrauner, toniger feinkörni- ger Sand mit dicken, grauen Tonschlieren; Mächtigkeit: 5 - 10 cm Schicht 18. - brauner, toniger, feinkörniger Kalksandstein; reich an grauen Tonflasern; Mächtigkeit: 45 cm Schicht 19. - brauner, feinkörniger, schrägge- schichteter Kalksandstein, stark feinoolithisch; einzelne, siltige Grabgänge; wenige, bis 5 cm große, braune, flach-scheibenförmige Silt- stein-Gerölle; Mächtigkeit: 60 cm Schicht 20. - graubrauner bis rotbrauner Mer- gel bis Kalkmergel; feinoolithisch und feinsan- dig; einzelne Muschel- und Echinodermenre- ste; viele Kalksandstein-Gerölle (meist in cm- Größe, kaum "Eisenlack"-Überzug), sowie ein großes Geröll (4×8×18 cm) aus feinoolithi- schem, braunen Kalksandstein mit vielen Muschelschälchen; Geröll ist von zahlreichen, z.T. dicken Serpulidenröhren bewachsen; Mächtigkeit: 10 - 15 cm Schicht 21. - gelbbrauner, knolliger Mergel- kalk, oolithisch; viele Schalenreste (Muscheln, flache Austern), Belemniten, z.T. Serpuliden- bewuchs; an der Basis einzelne "Eisenlack"- überzogene Geröllchen (< 1cm Durchmesser); Mächtigkeit: 7 - 10 cm Schicht 22. - gelbbraune, oolithische Mergel- lage; Mächtigkeit: 4 - 5 cm Schicht 23. - gelbbrauner, knolliger Mergel- kalk, oolithisch; sehr fossilreich: Megateuthis sp., Ctenostreon proboscideum, Trigonia sp., Austern, Gresslya sp., häufig Brachiopoden ("Terebrateln"); Mächtigkeit: 30 - 35 cm Schicht 24. - knollig-bröckeliger, gelbbrauner Kalkmergel bis Mergelkalk, stark oolithisch; nicht selten cm-große, z.T. "Eisenlack"-über- zogene Geröllchen aus oolithischem Mergel- kalk (z.T. mit Serpulidenbewuchs); extrem fossilreich: Muscheln (Gresslya gregaria, Pleuromya alduini, Liostrea sp., Ctenostreon proboscideum u.a.), Brachiopoden, Mega- teuthis sp.; an der Basis Stephanoceraten; Stephanoceras (Stephanoceras) sp., Stepha- noceras (Normannites) sp., Teloceras sp. (juvenil); Mächtigkeit: 35 cm Schicht 25. - feste, graubraune, oolithische Mergelkakbank; Top als deutlicher mehrphasi- ger Hartgrund entwickelt: Bohrlöcher von Bi- valven, Serpulidenbewuchs, Topfläche mit Austernbesiedlung, Spalten- und Taschenbil- dungen (gefüllt mit gelbbraunem bis röt- lichem, oolithischem Mergel bis Mergelkalk des "Parkinsonien-Ooliths"; Taschenwände, Top-Fläche und Bankunterseite mit stromato- lithischer Limonitkruste überzogen); Mächtigkeit: 30 - 40 cm Schicht 26. - leicht rötlicher, braungrauer, knolliger Mergelkalk, stark oolithisch; z.T. bröckelig und mit rötlichen Mergelflasern; reich an Brachiopoden ("Terebrateln") und Muscheln (u.a. Pholadomya sp., Gresslya sp., Austern); an der Bankoberseite Cadomites (C.) deslongchampsi; 0 - 5 cm unter Top: Par- kinsonia sp., Oxycerites cf. aspidoides, Tri- gonia sp.; 15 cm unter Top: Parkinsonia par- kinsoni, Parkinsonia rarecostata; 20 cm unter Top: Parkinsonia orbignyiana, Trigonia inter- laevigata; 25 cm unter Top: Parkinsonia sp.; Mächtigkeit: 25 - 30 cm Schicht 27. - olivgrau-braune, feste, oolithi- sche Mergelkalkbank; Mächtigkeit: 10 - 12 cm Schicht 28. - bräunlich-grauer, oolithischer Mergel; Mächtigkeit: 10 cm Schicht 29. - durchgehende Laibsteinlage aus hartem, bräunlich-grauem, oolithischem Mergelkalk (Laibsteine bis über 30 cm breit), Schalenreste u.a. von Plagiostoma sp.; Mächtigkeit: 0 - 18 cm Schicht 30. - gelbbraun angewitterter, grauer, oolithischer Mergel; Mächtigkeit: 20 cm Schicht 31. - blaugrauer, oolithischer Ton- mergel; Mächtigkeit: 13 cm Schicht 32. - Laibsteinlage aus hartem, blau- grauem, oolithischen Mergelkalk mit reichlich Fucoiden; Laibsteine bis 70 cm breit; Mächtigkeit: 0 - 10 cm Schicht 33. - blaugrauer, oolithischer Ton- mergel mit einzelnen, kleinen, oolithischen Mergelkalk-Konkretionen (um 5 cm Durch- messer), vereinzelt Crinoiden-Reste; Mächtigkeit: 50 cm Schicht 34. - violettgrauer, sehr stark oolithischer Mergel mit seifenartig angereicherten Ooiden; Mächtigkeit: 10 cm 193 Schicht 35. - grauer, harter, oolithischer Mergelkalk-Laibstein mit Fucoiden und einer glattschaligen Pectinide; Mächtigkeit: 0 - 12 cm Schicht 36. - blaugrauer, oolithischer Mergel mit Fucoiden, am Top einzelne Phosphorit- knollen; Mächtigkeit: 20 - 25 cm Schicht 37. - graue, außen gelbbraune, oolithische Mergelkalk-Laibsteine, welche z.T. eine zusammenhängende Bank bilden; Belemniten, Fucoiden; Diese Bank führt zahl- reiche, z.T. seifenartig angereicherte mittel- bis großwüchsige Ammonoideen, überwie- gend Vertreter der Perisphinctidae (Homoeo- planulites sp., Choffatia sp.), gefolgt von Mac- rocephalites sp. ("Macrocephalen-Oolith"); seltener sind Kepplerites (Gowericeras) aff. metorchus, Chanasia (Jeanetticeras) paralle- lum, Chamoussetia sp. und Bullatimorphites (Kheraiceras) prahecquensis; Das hetero- morphe Parapatoceras tuberculatum wurden mit einem Exemplar nachgewiesen. Mächtigkeit: 0 - 15 cm Schicht 38. - blaugrauer, leicht glaukoniti- scher Tonmergel mit Lagen großer flachge- drückter Ooide, nach unten zunehmend oolithisch; Mächtigkeit: 70 cm Schicht 39. - gelbbrauner, leicht glaukoniti- scher Tonmergel mit Anreicherung umkristal- lisierter Belemniten und phosphatischen Mer- gelkalkknöllchen; Mächtigkeit: 0 - 5 cm Schicht 40. - blaugrauer, gelbbraun angewit- terter Tonmergel mit häufigen phosphatischen Ammonoideenresten (Macrocephalites (Mac- rocephalites) sp., Homoeoplanulites sp.) und phosphatischen Mergelkalkkonkretionen; leicht glaukonitisch; Mächtigkeit: 15 cm Schicht 41. - blaugrauer, leicht glaukonitischer Tonmergel (lithostratigraphische Basis des Ornatentons); Mächtigkeit: 30 cm Schicht 42. - blaugrauer, glaukonitischer Tonmergel mit Anreicherung umkristallisierter Belemniten und phosphatischen Mergelkalk- konkretionen (wie Schicht 44); häufig phosphatische Ammonoideenbruchstücke, u.a. Kosmoceras (Gulielmiceras) cf. gulielmi, Grossouvria sp., Palaeonucula sp. (Stein- kern); Mächtigkeit: 0 - 5 cm Schicht 43. - blaugrauer Tonmergel; Mächtigkeit: 30 - 35 cm Schicht 44. - blaugrauer Tonmergel voll auf- gearbeiteten, phosphatischen Mergelkalkkon- kretionen (bis 3 cm Durchmesser, angebohrt und zerfressen) und schlecht erhaltenen, um- kristallisierten Belemniten; Mächtigkeit: 0 - 3 cm Schicht 45. - grauer, gelbbraun angewitterter Tonmergel mit leicht phosphatischen Mergel- kalkkonkretionen (< 5cm Durchmesser); Mächtigkeit: 120 cm Schicht 46. - blaugrauer, leicht glaukoniti- scher Tonmergel; Mächtigkeit: 175 cm Schicht 47. - blaugrauer Tonmergel, Abdrük- ke von Quenstedtoceraten, kleine Muscheln, Belemniten; Quenstedtoceras cf. lamberti, Quenstedtoceras intermissum; Mächtigkeit: 20 cm Schicht 48. - olivgrauer, stark glaukonitischer Mergel mit von Glaukonit erfüllten Grabgän- gen; Mächtigkeit: 18 - 20 cm Schicht 49. - graugrün getupfter Glaukonit- mergel; Mächtigkeit: 9 - 13 cm Schicht 50. - zwei hellgraue, glaukonitische Kalkknollenbänkchen mit gelblicher Verwit- terungsfarbe; Mächtigkeit: 18 - 22 cm Schicht 51. - hellgauer Mergel mit Glaukonit; Mächtigkeit: 10 cm Schicht 52. - hellgraue, glaukonitische Kalk- knollenbank; häufig "Perisphincten"; Peri- sphinctes (Dichotomoceras) cf. bifurcatoides [Lesefund]; Mächtigkeit: 10 cm Schicht 53. - hellgrauer, sehr stark von flachen Schwämmen und Schwammresten durchsetzter Mergel; eingelagert sind bis 50 cm dicke Schwammkalklinsen; nach SW re- lativ arm an Schwämmen und dann nur 95 cm mächtig; unterste 50 cm mit Glaukonit; Mächtigkeit: 150 cm Schicht 54. - hellgraue, mergelige Kalkbank mit häufigen Schwammresten; Mächtigkeit: 30 cm 194 Schicht 55. - hellgrauer Mergel mit reichlich Schwammresten und unregelmäßig einge- lagerten, dm-starken Schwammkalklinsen; Mächtigkeit: 50 cm Schicht 56. - hellgraue, mergelige Kalkbank mit Schwammresten; stellenweise als bis 70 cm mächtige Schwammkalklinsen entwickelt; Mächtigkeit: 25 cm Schicht 57. - hellgrauer Mergel mit Schwammresten; Mächtigkeit: 25 - 35 cm Schicht 58. - weißgraue Kalkbank mit vielen Schwammresten; Mächtigkeit: 45 cm Schicht 59 (Hangendes). - hellgrauer Mergel mit Schwammresten; Mächtigkeit: >20 cm 4 Lithostratigraphische Korrelation und biostratigraphische Einstufung Als Referenzprofil wird das 6 km südlich ge- legene Profil Sengenthal herangezogen (Abb. 1, 2), da der untersuchte Aufschluß Fuchs- berg nur abschnittsweise stratigraphisch ver- wertbare Ammonoideen lieferte. Der Stein- bruch Sengenthal stellt aufgrund seiner Auf- schlußbedingungen und des Fossilreichtums das einzige detailliert untersuchte bio- und chronostratigraphisch gegliederte Profil in der Umgebung von Neumarkt dar (Kolb 1965; Callomon et al. 1987; Dietl & Callomon 1988; Schairer 1989; Freitag 1990; Kästle 1990; Schmidt-Kaler et al. 1992). Ältere Profile, welche auf Schürfen basieren, wurden von Gümbel (1891), Reuter (1905), Dorn (1939) und Schmidtill & Krumbeck (1931) publiziert. Insbesondere das nur 1 km südlich gelegene Profil Höhenberg (Reuter 1905; Schmidtill & Krumbeck 1931) läßt dabei deutliche Paralle- len mit dem vorliegenden Profil Fuchsberg erkennen (Abb. 2). Weitere Profilaufnahmen stammen vom Autobahnbau Nürnberg-Re- gensburg (Krisl in Gaukler & Häring 1973). Ein geringmächtiges Profil konnte am Dillberg 8,5 km westlich von Neumarkt-Fuchsberg auf- genommen werden (siehe Anhang) und wird zusammen mit dem Aufschluß Dillberg-Sand- grube Adler (Hörauf 1972) als Beispiel für ein "Schwellenprofil" herangezogen (Abb. 2). 4.1 Bajocium Die höheren Teiles des "Eisensandsteins" (Braunjura β) werden in der Region vom so- genannten "Disciteston-Horizont" gebildet (Hörauf 1959). Die am Fuchsberg aufge- schlossenen obersten 7 m des "Eisensand- steins" (Taf. 1/2) zeigen keine tonig-siltigen Einschaltungen (Abb. 2), so wie es auch in benachbarten Profilen der Fall ist. Dagegen sind im Profil Schacht Nr. 21 Fuchsberg, wel- ches sich direkt an das Liegende anschließt, der tiefere Teil des Disciteston-Horizontes mit sandigen Tonen bis tonigen Sandsteinen be- schrieben worden (Hörauf in Gaukler & Häring 1973: 86). Die rostroten Eisensandsteine ent- sprechen demnach dem "Neumarkter Flöz- horizont" nach Hörauf (1959). Ammonitenfunde, welche eine biostratigraphi- sche Einstufung des "Disciteston-Horizontes" in die Discites-Zone (Unteres Bajocium) bele- gen, liegen nur von der Nördlichen Franken- alb vor (z.B. Tiefenstürmig; Dorn 1935; Hörauf 1959: 21). Eine Stellung der Sandsteine, to- nigen Sandsteine und Siltsteine des höheren Braunjura β noch in das Aalenium (Schmidt- Kaler et al. 1992) ist unwahrscheinlich, da der Top des Felssandstein-Horizontes mit der die Obergrenze des Aalenium markierenden Au- sternbank korrelliert werden kann (Hörauf 1972: 131). Funde von Hyperlioceras discites (Waagen 1867) und anderer Ludwigien durch Hertle (1962: 13) liegen nur aus der basalen Kalksandsteinbank der "Sowerbyi-Sauzei- Schichten" (Braunjura γ) aus Profilen vom südöstlich angrenzenden Blatt Wissing vor. Sie belegen, daß die Discites-Zone in der Region um Neumarkt i.d.Opf. bis in die basale Lage der "Sowerbyi-Sauzei-Schichten" hinauf- reicht, so wie dies auch aus der Nördlichen Frankenalb bekannt ist (Hörauf 1959). Mit ca. 5,9 m zeigen die folgenden "Sowerbyi- Sauzei-Schichten" (Braunjura γ; Schicht 5-19; Taf. 1/2) für regionale Verhältnisse eine auf- fallend hohe Mächtigkeit (Fig. 2). Ältere Literaturangaben nehmen für das angrenzen- de Gebiet bei Höhenberg nur etwa 1-2 m Kalksandstein an (Schmidt 1926; Lahner & Stahl 1969). Ein gut entwickelter basaler Geröllhorizont (Sowerbyi-Konglomerat, Schicht 5-7) mit limo- nitüberzogenen Kalksandsteingeröllen ermög- licht eine klare lithostratigraphische Grenz- ziehung zum liegenden "Eisensandstein" (Braunjura β; Taf. 1/1). Das untere Drittel des 195 Abb. 2. Korrelation der Bajocium- bis Oxfordium-Sedimente des untersuchten Profils Neumarkt- Fuchsberg mit den benachbarten Profilen Höhenberg, Sengenthal und Dillberg. Während die "Sowerbyi-Sauzei-Schichten" als Folge einer Reliefbildung am Top des "Eisensandsteins" noch starke Unterschiede in Fazies und Mächtigkeit aufweisen, sind ab dem "Humphriesianum-Oolith" ausgeglichenere Verhältnisse gegeben. Die Ursache der Mächtigkeitsunterschiede im höheren "Ornatenton" sind ungeklärt. Legende siehe Abb. 3. Fig. 2. Correlation of Bajocian to Oxfordian sediments of the investigated section Neumarkt-Fuchsberg and the adjacent sections Höhenberg, Sengenthal and Dillberg. While the "Sowerbyi-Sauzei formation" shows a considerable differentiation in facies and thickness because of a pre-existing relief, the Humphriesianum-Oolite" and youger formations reflect a smooth topography. The reason for the varying thickness of the "Ornatenton" is unkown. For legend see Fig. 3. 196 Braunjura γ liegt hier in einer fossilführenden, siltigen Ton-Fazies mit Phosphoritknollen vor (Taf. 1/3) und erinnert damit an die Aus- bildung in der Nördlichen Frankenalb (Reuter 1908; Dorn 1935). Bei dem einzigen gebor- genen Ammoniten (Taf. 6/1) handelt es sich um ein nicht näher bestimmbares juveniles Exemplar der Unter-Familie Sonniniinae (Lae- viuscula- und/oder Sauzei-Zone). Lithostrati- graphisch äquivalente Tone der Nördlichen Frankenalb mit Phosphoritkonkretionen und "Sonninia sowerbyi" (Reuter 1908: 49) lassen keine sichere Zuordnung zur Laeviuscula- oder Sauzei-Zone zu (vgl. Parsons 1974; Dietl & Haag 1980: 2-3). Die höheren zwei Drittel der "Sowerbyi-Sau- zei-Schichten" (Braunjura γ) setzen mit einem "mittleren Geröllhorizont" ein, so wie er auch in südöstlich benachbarten Profilen häufig entwickelt ist (Hertle 1962). Es dominieren nun fossilarme Kalksandsteine, die für regi- onale Verhältnisse jedoch einen hohen Ton- anteil bzw. Tonflasern aufweisen. Schillreiche Abschnitte, wie sie den Top von "Schwellen- profilen" (z.B. Dillberg; Kadenzhofen, Dorn 1939) kennzeichenen, fehlen hier. Ammoni- tenfunde sind aus benachbarten Profilen be- kannt (Dillberg, Kadenzhofen, Sommerberg, Großalfalterbach), welche an ihrem Top schillreichen, z.T. geröllführende sandige Kalke aufweisen. Dabei handelt es sich um Sonninien (Hertle 1962: u.a. "Sonninia patella patella Waag.") und Dorsetensien (Dorseten- sia liostraca; Taf. 6/2), wie sie für die höhere Sauzei-Zone und tiefere Humphriesianum- Zone charakteristisch sind. Die lithostratigraphische Einheit "Humphriesi- anum-Oolith" (Braunjura δ; Schicht 20-25) umfaßt hier fossilreiche, oolithische Mergel- kalke von 120-140 cm Mächtigkeit. (Taf 1/4). Die Untergrenze wurde im Profil Fuchsberg mit einem sandführenden Kalkmergel gezo- gen, welcher braune feinoolithische Kalksand- stein-Gerölle als Aufarbeitungsprodukt des Liegenden enthält und damit eine deutliche Diskontinuität anzeigt (Fig. 2). Aus dem mittleren Abschnitt konnten klein bis mittel- wüchsige Stephanoceraten (Schicht 24: Ste- phanoceras (Stephanoceras) sp., Stephano- ceras (Normannites) sp., Teloceras sp.) geborgen werden (Taf. 6/5-6). Damit ist die Humphriesianum-Zone sicher belegt. Die oberste, feste Mergelkalkbank (Schicht 25) zeigt an ihrem Top einen Hart- grund mit tiefgreifenden Taschenbildungen. Letztere weisen Auskleidungen mit stromato- lithischen Limonitkrusten und Serpuliden auf. Aus dieser Bank stammt ein großes Strigo- ceras truellei (Taf. 6/4). Bemerkenswert ist, daß die Humphriesianum-Zone in der gut un- tersuchten Abfolge in Sengenthal nur durch seltene Funde von Dorsetensien belegt ist (Callomon et al. 1987). Gut kenntlich ist der knapp 30 cm mächtige "Parkinsonien-Oolith" (Braunjura ε1; Fig. 2, Taf. 1/4) durch zahlreiche Parkinsonia-Funde (Schicht 26: Parkinsonia parkinsoni, Parkin- sonia rarecostata, Parkinsonia orbignyiana, Taf. 6/8). Die rosa bis leicht rötliche Färbung verblaßt im Vergleich zur ziegelroten Aus- bildung in Sengenthal. Auch ist die Fossil- erhaltung weit schlechter. Der rötliche Mer- gelkalk reicht über Taschenbildungen in den liegenden Braunjura δ. Seltene Lesefunde von Garantiana sp. deuten an, daß die Garantia- na-Zone hier in den Taschenbildungen noch mitenthalten ist. Auch am Dillberg liegt der "Parkinsonien-Oolith", hier kondensiert mit Parkinsoni- und Garantiana-Zone diskon- tinuierlich dem "Humphriesianum-Oolith" auf (Fig. 2). 4.2 Bathonium Die Untergrenze des 160 cm mächtigen Bathonium ("Fusca-Württembergica-Schich- ten", Braunjura ε2; Taf. 1/4) wurde lithologisch in Analogie zu Sengenthal mit einer dem "Parkinsonien-Oolith" direkt aufliegenden oliv- grauen Mergelkalkbank gezogen (Fig.2). Als einziger Ammonit des Bathonium wurde im Profil Fuchsberg ein Morrisiceras aff. morrisi (Taf. 7/6) geborgen, welcher offenbar dem unmittelbar Liegenden (Top Schicht 36) des Macrocephalen-Ooliths entstammt. Die Fe- oolithischen Tonmergel weisen ansonsten nur wenige Reste von Bivalven und Crinoiden auf. Demnach fehlt das Ober-Bathonium am Fuchsberg vollständig (Fig. 3), welches noch in Sengenthal mit Hodsoni- und Orbis-Zone in etwa 125 cm Mächtigkeit nachweisbar ist (Callomon et al. 1987; Dietl & Callomon 1988). Auffällig ist eine extrem Fe-oolithische Mer- gellage im höheren Teil des Bathonium (Schicht 34), welche in analoger lithostratigra- phischer Position auch im 8,5 km entfernten Profil Talbrücke Krondorf (Krisl in Gaukler & Häring 1973: 117, Schicht 19) zu finden ist. 197 4.3 Callovium Durch zahlreiche Ammonoideenfunde sind die 1 m mächtigen Macrocephalen-Schichten (Schicht 37-40) im Profil Fuchsberg gut abzu- grenzen (Fig. 2, 3). Die mit Abstand arten- und individuenreichste Ammonitenfauna konnte aus der oolithischen Mergelkalkbank Schicht 37 an der Basis des "Macrocephalen- Ooliths" geborgen werden. Nach dem Vor- kommen von Bullatimorphites (Kheraiceras) prahecquensis (Taf. 7/7) und Kepplerites (Gowericeras) aff. metorchus (Taf. 7/3) ist die Schicht 37 der basalen Koenigi-Zone sensu Callomon et al. (1992) zuzuordnen. Ältere Faunenelemente aus dem tiefsten Callovium (Keppleri- bis Kamptus-Subzone) oder dem obersten Bathonium wurden nicht gefunden. Damit ist das Fehlen des Ober-Bathonium bis tiefstes Unter-Callovium (Herveyi-Zone) be- legt. Die ammonitenreiche Schicht 37 von Fuchs- berg kann auch 1 km südlich am Höhenberg (Reuter 1905; Schmidtill & Krumbeck 1931), sowie 3 km nordöstlich in Ischhofen (Krisl in Gaukler & Häring 1973: 107: Schicht 20), 5 km östlich bei Lampertshofen (Krisl in Gaukler & Häring 1973: 110: Schicht 34) und 8,5 km ostsüdöstlich in Krondorf an der südlichen Talbrücke (Krisl in Gaukler & Häring 1973: 117, Schicht 20) festgestellt werden. In Sen- genthal ist dieser Bereich faziell abweichend ausgebildet, wobei dort offenbar auch die Herveyi-Zone wieder vertreten ist (u.a. Kepp- lerites keppleri, Bullatimorphites bullatus, Choffatia (Homoeoplanulites) sp.). Diese liegt wiederum diskontinuierlich auf Ober-Batho- nium (Callomon et al. 1987). Der oberste Teil des "Macrocephalen-Ooliths" zeigt am Fuchsberg eine Belemniten-reiche Aufarbeitungslage gefolgt von einer Lage mit phosphoritischen Ammonitenbruchstücken des Unter-Callovium (Schicht 39-40; Fig. 2, 3; Taf. 7/2). Beides ist in Sengenthal in Schicht 4 mit der Calloviense-Zone wiederzufinden (Fig. 2) und auch in Ischhofen (Krisl in Gaukler & Häring 1973: 107: Schicht 25) vertreten. Auf die Aufarbeitungslage am Top des "Macrocepahlen-Ooliths" am Fuchsberg folgt ein 3,8 m mächtiger, typischer Ornatenton mit glaukonitführenden, siltigen Tonmergeln und mehreren Aufarbeitungslagen mit Phosphorit- knollen, rekristallisierten Belemniten und schlecht erhaltenen Ammonoideen-Fragmen- ten (Fig. 2, 3). 30 cm über dem "Macro- cephalen-Oolith" konnten in einer derartigen Lage ein Kosmoceras (Gulielmiceras) cf. gulielmi (Taf. 7/4) geborgen werden, womit die Jason-Zone belegt ist. Die Schicht 42 in Fuchsberg entspricht damit der Schicht 6 von Callomon et al. (1987) in Sengenthal. Der mittlere Teil des "Ornatentons" lieferte am Fuchsberg keine stratigraphisch verwertbaren Ammoniten. Erst im höchsten Teil des Or- natentons zeichnen sich die Tonmergel durch zahllose Abdrücke von Quenstedtoceraten aus und kann als Analogon von Schicht 11d-f und 12 ("Lamberti-Breccie") von Sengenthal (Callomon et al. 1987) aufgefaßt werden. Ein körperlich erhaltenes Fragment eines Quen- stedtoceras intermissum (Taf. 7/5) bestätigt diese Einstufung. ______________________________________________________________________________ Abb. 3. Lithologie, Biostratigraphie und Mikrofazies der Bajocium- bis Oxfordium-Sedimente der Profils Neumarkt-Fuchsberg im Bezug zu Meeresspiegelschwankungen. Das Profil zeigt eine schrittweise Vertiefung des Ablagerungsraumes infolge einer epirogenetischen Senkung des Böhmisch-Vindelzischen Landes im Südosten. Eine Überlagerung mit eustatischen Meeresspie- gelhochständen ist für die mittlere Laeviuscula-Sauzei-Zone, Parkinsoni-Zigzag-Zone, Koenigi- Zone und Lamberti-Zone gegeben. Eine eindeutige Regression ist nur für die höheren "Sowerbyi- Sauzei-Schichten" belegt. Absolute Datierungen der Stufengrenzen sind von Jacquin et al. (1998) übernommen. Fig. 3. Lithology, biostratigraphy and microfacies of the Bajocian to Oxfordian se- diments of the section Neumarkt-Fuchsberg in relation to sea-level changes. The section shows the successive deepening of the sedimentary environment due to the epeirogenetically subsiding Bohemian-Vindelician Land in the South-East. Superimposed eustatic sea-level highstands can be recognized for the middle Laeviuscula-Sauzei-Zone, Parkinsoni-Zigzag-Zone, Koenigi-Zone and Lamberti-Zone. Conclusive evidence for a regression exists only for the upper "Sowerbyi-Sauzei formation". Ages of the stage boundaries are adopted from Jacquin et al. (1998). ⇒ 198 Arp - Abb. 3a 199 Arp - Abb. 3b 200 4.4 Oxfordium Etwa 30 cm starke Glaukonitsandmergel im Anschluß an den eigentlichen Ornatenton sind aufgrund der Foraminiferen-Fauna (Munk 1978) und Ammonoideen-Fauna (Callomon et al. 1987) bereits dem tiefsten Oxford zuzu- rechnen (Mariae- bis Plicatilis-Zone, Unteres/ Mittleres Oxfordium). Die lithostratigraphische, klassische Unter- grenze des Weißjura α (Taf. 1/5) wird jedoch mit der sogenannten Glaukonitbank gezogen (Schicht 50-52). Sie ist durch eine Mergellage zweigeteilt und umfaßt in Analogie zu Sen- genthal das Mittlere Oxfordium. Ein nicht horizontierter Fund eines Perisphinctes (Di- chotomoceras) cf. bifurcatoides (Taf. 7/9), der der oberen Teilbank entstammen dürfte, be- stätigt dies. Unmittelbar darüber setzen Kie- selschwamm-reiche Mergel und Kalkbänke ein, z.T. mit kleinen Mound-Strukturen (Spon- giolithe mit stromatolithischen Mikritkrusten), von denen nur noch die untersten 3,5 m aufgenommen wurden (Taf. 1/5). 5 Mikrofazies Mit Ausnahme der Oxford-Karbonate liegen sämtliche Sedimentgesteinsproben in einer gemischt siliziklastisch-karbonatischen Aus- bildung vor. Dennoch sollen hier Mikrofazies- typen nach der Karbonatklassifikation von Dunham (1962), erweitert von Embry & Klovan (1972), benannt werden, wobei silizi- klastische Anteile >2 µm als Komponenten, solche <2 µm (Tonfraktion) als Matrix aufge- faßt werden. 5.1 Bajocium Die "Sowerbyi-Sauzei-Schichten" (Braunjura γ) zeigen noch eine von Quarzsand domi- nierte Fazies mit zunehmend Fe-oolithischen Anteilen. Eine karbonatisch-phosphoritische Ooidfazies ist im tieferen Teil in siltige Ton- mergel eingeschaltet. Die konglomeratische Basalbank ("Sowerbyi-Konglomerat"), diskon- tinuierlich dem Braunjura β auflagernd (Taf. 1/1), zeigt folgende Mikrofazies: • Quarzsand-Intraklasten-Pack/Rudstone (Schicht 5; Taf. 2/1) Beschreibung: Die Hauptmasse des Ge- steins wird von dicht gepackten, eckigen bis subangularen Quarzkörnern (200-450 µm ∅) und gut gerundeten mm- bis cm-großen, limo- nitisch-karbonatisch gebundenen Sandstein- geröllen gebildet. Zusätzlich treten Limonit- Ooide und Bioklasten auf. Bei letzteren han- delt es sich um Limonit-imprägnierte Echino- dermenbruchstücke (Isocrinus sp. u.a.) und gelöste, mm- bis cm-große Schalenreste von Bivalven. Sämtliche Bioklasten zeigen eine li- monitische Cortex als konstruktive Hülle. Letztere geht in einen kryptokristallinen, grau- en "Zement" über, welcher die Komponenten verbindet. Selten sind auch kleine Gastro- poden und Bryozoenstöcke zu finden. Das Gefüge ist komponentengestützt. Die Matrix ist dicht-limonitisch und von zahlreichen Dolo- mitrhomboedern mit Fe-reichem Kern durch- setzt. Nur stellenweise fehlt sie. verbliebene Porenräume und gelöste Schalen werden dann von einem skalenoedrischen Fe-Calcit- Zement ausgefüllt, welcher zuletzt eine Li- monit-reiche Phase zeigt. Kleinere Poren- räume sind entsprechend von mikrospari- tischen Fe-Calcit verschlossen. Größere Po- renräume zeigen noch als letzte Phase ein Calcitmosaik. Sämtliche Ooide sind aus zahl- reichen konzentrischen Limonit-Hüllen, meist um einen Quarzkern, aufgebaut. Sie sind rund bis oval und zeigen vereinzelt konzentrische Schrumpfungs- oder Lösungserscheinungen, welche von anhedralen bis rhomboedrischen Karbonatkristalliten ausgefüllt werden. Primär angelagerte Karbonathülle konnten in den Ooiden jedoch nicht festgestellt werden. Interpretation: Hauptbestandteile dieser transgressiven Aufarbeitungslage entstam- men dem Braunjura β. Bioklasten und Fe- Ooide sind vermutlich schon im Braunjura γ entstanden. Es handelt sich um mehrere (mind. 5) episodische Schüttungen, welche anschließend unter ruhigen Bedingungen ze- mentiert wurden. Gelöste Schalenbruchstük- ke, welche mit Fe-reichen skalenoderischen Zementen gefüllt sind, spiegeln die Über- lagerung permaebler Sandsteine ("Eisensand- stein") wider. Ein eindeutiger Beleg für eine Emersion fehlt. Direkt über dieser basalen Konglomeratbank folgt eine weitere limonitisch verfestigte Ge- röll-Lage mit bis 8 cm großen, flachen Dolo- mitsandstein-Geröllen: • Quarzsand-Intraklasten-Rud/Floatstone (Schicht 6) Beschreibung: Der Hauptanteil wird von 1-8 cm großen, flachen, gut gerundeten Dolomit- sandstein-Geröllen gebildet, welche faziell der 201 basalen Konglomeratbank gleichen. Das Ge- füge ist matrix- bis komponentengestützt. Die zwischenliegende Matrix ist ein Quarzsand- Wackestone mit wenigen Limonit-Ooiden, li- monitisierten Echinodermen- und Bryozoen- Bruchstücken sowie gelösten Schalenklasten. Diese schwimmen in einer kryptokristallinen Limonit-Matrix. Fe-reiche Dolomitrhomboeder zementieren die wenigen Porenräume (v.a. Schalenklasten) und sind stellenweise auch in der Matrix gesproßt. Interpretation: Diese erneute Aufarbeitungs- lage erfaßt die basale Konglomeratbank, of- fenbar aber nicht mehr die liegenden Braun- jura-β-Sandsteine. Anschließend verblieb sie in ruhigem Fe-reichen Milieu mit kolloidaler Li- monit-Fällung. Es folgt eine weitere Geröll-Lage aus flachen, Limonit-umkrusteten ("Eisenlack") Dolomit- sandsteingeröllen in siltig-toniger Matrix (Schicht 7). Auch diese Gerölle sind der Ba- salbank des Braunjura γ abzuleiten, enthalten allerdings erste benthonische Foraminiferen (Lenticulina sp.) als Seltenheit. Die 1-4 mm dicke Limonit-Hülle ist eng laminiert und in ihrer Gesamtheit reliefausgleichend. Die Kru- stenbildung erfolgte vor der - kurzfristigen - Schüttung in den endgültigen Ablagerungs- raum, wonach sie in ruhigen Milieu von siltigen Ton einsedimentiert wurden. Aus der folgenden siltigen Tonmergelschicht wurden Dünnschliffe von zwei autochthonen Phosphoritknollen untersucht (Taf. 1/3). Erstere wurde 30 cm über der Basis von Schicht 9 entnommen, die zweite ca. 50 cm unter Top derselben: • Quarzsand-Ooid-Wackestone mit Mikro- bioklasten (Schicht 9; Taf. 2/2-3) Beschreibung: Die Hauptkomponenten wer- den von subangularen Quarzkörnern und wechselnd zusammengesetzten Ooiden mit etwa gleichen Mengenanteilen gestellt. Bei den meisten Ooiden handelt es sich um ra- dialfaserige Calcitooide um ein Quarzkorn (Taf. 2/2-3). Untergeordnet sind auch Ooide mit wechselnd radial-calcitischen und limoni- tischen Hüllen, sowie ausschließlich limoniti- schen Hüllen vertreten (Taf. 2/2-3). Letztere sind oft deformiert. Quarzkörner mit schlecht strukturierten phosphatischen Hüllen sind nur in Einzelfällen zu belegen. Mikrobioklasten sind sehr zahlreich in die Matrix eingestreut. neben nicht näher identifizierbaren Calcit- Bruchstücken finden sich häufig monaxone Spiculae mit limonitischem Zentralfilament. Größere Bioklasten umfassen rekristallisierte Schalenbruchstücke von Bivalven und Bra- chiopoden und seltene, Limonit-imprägnierte Echinodermenbruchstücke. Neben wenigen benthonischen Foraminiferen ist auch ein klei- ner Brachiopoden im Dünnschliff angeschnit- ten. Das Gefüge ist matrixgestützt und bio- turbat. Die Matrix besteht aus krypokristal- linem Frankolith. Bioturbation zeigt sich in wolkig verteilten Quarzkörnern und Ooiden sowie in meist um 400 µm breiten Stopf- gängen mit erhöhtem Siltanteil. Interpretation: Die Sedimentation erfolgte in ruhigem, zunehmend dysaeroben Milieu. Schlechte Durchlüftung wird aufgrund der im Aufschluß geborgenen kleinwüchsigen Makro- fauna (Nuculana claviformis) und der Phos- phorit-Mineralisation angenommen. Die weni- gen benthonischen Foraminiferen sind nor- malwüchsig und möglicherweise allochthon. Quarzsand und Karbonatooide gehen auf einzelne Schüttungen mit einhergehender Durchlüftung zurück und wurden bioturbat verteilt. Der Bildungsbereich der Karbonatooi- de lag vermutlich auf benachbarten "Schwel- lenarealen". • siltführender Mudstone mit Mikrobio- klasten (Schicht 9; Taf. 2/4) Beschreibung: Komponenten sind im we- sentlichen Quarzsilt. Untergeordnet sind weni- ge Quarzkörner (200-300 µm ∅), Echinoder- menreste (selten) und Mikrobioklasten einge- streut. Letztere sind vorwiegend dünne Scha- lenbruchstückchen. Daneben finden sich na- delartige Pyritaggregate, welche möglicher- weise auf ehemalige monaxone Spiculae zu- rückgehen (Taf. 2/5). Einzelne kleinwüchsige, benthonische Foraminiferen, welche als Pyrit- steinkerne erhalten sind, sind selten (Taf. 2/6). Das Gefüge ist matrixgestützt und durch Bioturbation homogenisiert. Letzteres ist durch zahlreiche, ca. 400 µm dicke Stopf- gänge mit erhöhtem Silt/Mikrobioklasten-An- teil zu erkennen (Taf. 2/4). Interpretation: Die Sedimentation erfolgte in einem Stillwassermilieu mit weitgehend aus- gebliebenen grobsiliziklastischem Anteil. Die spärliche, kleinwüchsige benthonische Fora- miniferenfauna ist autochthon und spiegelt sauerstoffarme Bedingungen wider. 202 Die siltig-sandige Tonmergel-Einheit des tie- feren Braunjura γ wird von einer 20-28 cm dicken, bröckeligen, geröllführenden Kalk- sandsteinbank überlagert, welches folgendes Dünnschliffbild zeigt: • Quarzsand-Fe-Ooid-Packstone mit Bio- klasten (Schicht 11) Beschreibung: Eckige bis subangulare Quarzkörner, Bioklasten und Limonit-Ooide (mit Quarzkernen) sind zu etwa gleichen Tei- len vertreten. Zusätzlich sind häufig radial strukturierte Calcitooide und wechselnd calci- tisch-limonitische Ooide eingestreut. Auch se- kundär Limonit-imprägnierte radialfaserige Ooide sind vorhanden. Bioklasten sind nun besser erhalten als in den liegenden Schich- ten, calcitische mit ihrer Schalenstruktur. Schalenbruchstücke von Bivalven und Bra- chiopoden sind meist angerundet und randlich stark von endolithischen Gängen durchsetzt. Oft sind diese Randzonen von Limonit im- prägniert. Die starke Präsenz von hyphen- artigen Mikrobohrungen ist auffallend.. Echi- nodermenreste sind sehr häufig. Zum einen handelt es sich um schwach korrodierte, rein karbonatische Ossikel, zum anderen um ab- gerollte, Limonit-imprägnierte Bruchstücke. Gehäuse von benthonischen Foraminiferen sind normalwüchsig und nicht selten, jedoch immer ±Limonit-imprägniert, angebrochen oder von Endolithen angebohrt. Vereinzelt tre- ten auch kleine Gastropoden sowie große Be- lemnitenrostren auf. Das Gefüge ist kom- ponentengestützt und durch Bioturbation ho- mogenisiert. Die Matrix ist mikritisch bis mikrosparitisch. Nur stellenweise fehlt sie pri- mär, wobei der Porenraum durch einen relik- tisch im Mikrosparit überlieferten faserigen Zement ausgefüllt wurde. Interpretation: Es handelt sich um eine stark polymikte Aufarbeitungslage mit Komponenten verschiedener Herkunft, Transportweite und Alter. Einzig die wenigen großen Belem- nitenrostren können gesichert als autochthon gelten. Die Topbereiche des Braunjura γ bestehen aus braunen schräggeschichteten, oolithi- schen Kalksandsteinen, welche arm an Makrofossilien sind. • Quarzsand-Ooid-Pack/Grainstone (Schicht 19) Beschreibung: Hauptbestandteile sind ecki- ge bis subangulare Quarzkörner sowie limoni- tisierte Carbonat-Ooide (mit Quarzkern). Alle Ooide zeigen eine nur schwach verwischte, radiäre Struktur. Bioklasten, hauptsächlich li- monitisierte, abgerollte oder korrodierte Echi- nodermenbruchstücke, sind häufig. Seltener sind limonitisierte, korrodierte Schalenbruch- stücke. Das Gefüge ist komponentengestützt. Die zwischenliegende Matrix besteht aus kryptokristallinem Limonit und darin gesproß- ten Fe-reichen Dolomitrhomboedern. Biotur- bation zeigt sich durch mm-dicke, Limonit- gefüllte Gänge. Interpretation: Die Schrägschichtung belegt eine Ablagerung in einem fließenden hydro- dynamischen Milieu. Die limonitisch-karbonati- sche "Matrix" ist daher vermutlich sekundär und in den Fe-reichen Porenwässern sekun- där gebildet worden. Die Ooide sind vermut- lich allochthon. Mit seinen primär radial-cal- citischen Ooiden unterscheidet sich dieser Kalksandstein deutlich von den Fe-oolithi- schen Mergelkalken des "Humphriesianum- Ooliths". Die jüngsten Bereiche des Braunjura γ sind im Profil Neumarkt-Fuchsberg erodiert (Diskonti- nuität). Dm-große Kalksandsteingerölle, die in die basalen Fe-oolithischen Kalkmergel des Braunjura δ eingebettet sind, werden als Relikte dieser Toplagen aufgefaßt. • Quarzsand-Ooid-Pack/Grainstone (Geröll in Schicht 20) Beschreibung: Eckige bis subangulare Quarzkörner und Ooide wechselnder Struktur und Mineralogie bilden den Hauptanteil unter den Komponenten. Die meisten Ooide sind radial-calcitisch, haben ein Quarzkorn als Nukleus und sind randlich von Limonit im- prägniert. Daneben sind reine Limonit-Ooide mit feinem Schalenbau häufig. Selten sind dagegen Ooide, in denen Limonit- und radiale Calcit-Lagen wechsellagern. Schalenbruch- stücke von Bivalven und Brachiopoden sind sehr häufig. Primär calcitische Schalen haben ihre Mikrostruktur erhalten, sind angerundet und randlich von einem konstruktiven Limonit- Cortex umhüllt. Bethonische Foraminiferen (div. sp.) sind normalwüchsig und calcitisch erhalten. Nur vereinzelt sind sie auch von Limonit imprägniert. Das Gefüge ist kom- 203 ponentengestützt. Die Matrix wird von krypto- kristallinem Limonit gebildet, ist jedoch über weite Bereich ausgespült. Die Poren sind dann, auf einen dünnen Fe-reichen kryptokri- stallinen Carbonatzement folgend, von Mikro- sparit ausgefüllt. Interpretation: Das komponentengestützte Gefüge und das weitgehende Fehlen einer Matrix weist auf ein höherenergetisches hydrodynamisches Milieu bei seiner Abla- gerung hin. Die Komponenten sind polymikt und vermutlich mehrfach umgelagert worden. Der "Humphriesianum-Oolith" (Braunjura δ) zeigt eine Fazies charakterisiert durch Limo- nit-Ooide mit wachsendem Durchmesser so- wie einen abnehmenden Anteil grober Quarz- körner. Der basale, Fe-oolithische Kalkmergel liegt erosiv dem Braunjura γ auf und zeigt neben groben Quarzkörnern die oben beschriebenen Aufarbeitungsprodukte des γ-Tops in Form dm-großer Gerölle. • Intraklasten-Echinodermen- Pack/Floatstone (Schicht 20) Beschreibung: Mehr oder weniger stark frag- mentierte Echinodermenreste und - weniger häufig - stark korrodierte Schalenklasten bil- den zusammen mit bis zu 18 cm großen Kalk- sandsteingeröllen den Großteil der Kompo- nenten. Echinodermen- und Schalenreste sind meist gut in ihrer Struktur erhalten, oft je- doch noch von Limonit imprägniert (wie auch die wenigen benthonischen Foraminiferen). Ein eckiger Quarzsandanteil ist nicht uner- heblich. Charakteristisch für diese Lage sind jedoch 1-2 mm große, gut gerundete Grob- quarze. Ooide sind häufig und werden durch- weg von Limonit aufgebaut. Häufig sind diese zu kleinen Fragmenten zerbrochen oder deut- lich deformiert. Das Gefüge ist matrixgestützt und bioturbat. Als Matrix dient ein mergeliger grauer Mikrit. Interpretation: Nach einer deutlichen Auf- arbeitung des Liegenden erfolgte eine kar- bonatische Sedimentation unter ruhigen Be- dingungen. Das veränderte Milieu zeigt sich im geringen Quarzanteil und den nun rein limonitischen Ooiden. Letztere waren bei ihrer Bildung noch weich und zerbrechlich, so daß bereits geringfügige Aufarbeitungsereignisse oder Bioturbation ihre Fragmentierung verur- sachen konnte. Die erste knollige Mergelkalkbank über den basalen, geröllführenden Braunjura-δ-Kalk- mergeln zeigt folgende Mikrofazies: • Fe-Ooid-Bioklasten-Wacke/Packstone mit Quarzsand (Schicht 21; Taf. 3/1-2) Beschreibung: Ooide liegen nun ausschließ- lich in Form reiner Limonit-Ooide vor, welche oft deformiert sind (Taf. 3/2). Nuclei, sofern erkennbar, sind Quarzkörner, welche auch ohne Hüllen als weitere Komponenten vorlie- gen. Sehr häufig sind zerbrochene Ooide und angerundete Ooid-Fragmente. Bioklasten, ge- bildet von korrodierten Echinodermenbruch- stücken und Schalenklasten, sind die zweit- häufigsten Komponenten. Limonit-Imprägna- tionen sind nun auf wenige, größere Schalen- bruchstücke beschränkt. Auch endolithische Gänge sind nur in wenigen Schalenklasten zu finden. Ein erheblicher Teil der Bioklasten wird von dünnem Schalenbruch gebildet. Ge- legentlich finden sich auch benthonische Fo- raminiferen, welche normale Wuchsgrößen zeigen. Das Gefüge ist matrix- bis komponen- tengestützt und zeigt zahlreiche Bioturba- tionsgänge (Taf. 3/1). Die Matrix wird von einem grauen Mikrit gebildet. Interpretation: Eine verlangsamte Sedimen- tation zeigt sich durch die starke Fragmen- tierung der Komponenten und durch die inten- sive Bioturbation. Die nun reinen Limonit-Ooi- de sind wahrscheinlich allochthon und waren bei ihrer Ablagerung zumindest teilweise noch weich. Erneute Umhüllungen von Ooidfrag- menten fehlen. Eine gute Durchlüftung der Sedimentoberfläche zeigt sich in den zahl- reichen Resten von Bivalven. Der mittlere Abschnitt des Braunjura δ besteht durchweg aus knolligen, Fe-oolithischen Mer- gelkalken, welche sehr fossilreich sind (Bival- ven, Brachiopoden). • Fe-Ooid-Bioklasten-Wackestone mit Hartgrundklasten (Schicht 23; Taf. 3/3) Beschreibung: Limonit-Ooide und verschie- dene Bioklasten sind die hauptsächlichen Komponenten. Die Ooide sind rein limonitisch, oftmals verformt und lassen meist keinen Kern erkennen. Die wenigen angeschnittenen Nuclei sind immer Ooidfragmente. Zahlreiche abgerundete und eckige Ooidbruchstücke lie- gen zudem vor (Taf. 3/3). Bioklasten werden zum einen von Echinodermenfragmenten, zum anderen von µm- bis cm-großen Scha- 204 lenbruchstücken (v.a. Bivalven, untergeordnet Brachiopoden) gebildet. Das Ausmaß der mechanischen und durch Mikrobohrer verur- sachten Korrosion ist stark unterschiedlich. Sowohl stark korrodierte, von Endolithen durchsetzt als auch gut erhaltene, scharf- kantige Schalenfragmente kommen vor. Gro- ße Bruchstücke zeichnen sich durch Serpu- lidenbewuchs aus. Weiterhin sind zahlreiche dünne Schalenreste (Mikrobioklasten) vorhan- den. Auch doppelklappige, nahezu unzerbro- chene Schalen von flachen Bivalven (Ento- lium) kommen vor. Benthonische Foramini- feren sind normalwüchsig und nicht selten. Erste fleckenhafte Vorkommen monaxoner Spiculae sind zu beobachten. Der grobsilizi- klastische Anteil ist im Vergleich zum Liegen- den deutlich herabgesetzt. Auch sind die Quarzkörner nun angerundet bis gut ge- rundet. Auffälliger Bestandteil dieser Mergel- kalke sind bis 4 cm große, gerundete Hart- grundklasten aus quarzsandführenden Fe- Ooid-Bioklasten-Wackestone (Taf. 3/3), abge- leitet aus den unmittelbar liegenden Mergel- kalken. Sie sind randlich von Limonit impräg- niert und zeigen einen Bewuchs von Austern, Serpuliden, sowie birnenförmige Bohrungen lithophager Muscheln (Taf. 3/3). Einzelne Ge- rölle sind mehrphasig entwickelt. Das Gefüge ist matrixgestützt und bioturbat. Interpretation: Eine zunehmend herabge- setzte Sedimentationsrate zeigt sich durch die intensive Fragmentierung der Komponenten, Verbreitung von Endolithen und die Bildung von Hartgrundklasten. Große, kaum trans- portierte Bruchstücke und vollständige Scha- lenklappen von Bivalven und Brachiopoden sowie fleckenhafte Schwammreste zeigen auch für den direkten Ablagerungsraum gute, durchlüftete Lebensbedingungen an. Der "Humphriesianum-Oolith" (Braunjura δ) wird von einer kondensierten, 30-40 cm mächtigen Fe-oolithischen Mergelkalkbank abgeschlossen, welche sich durch zahlreiche Taschenbildungen und eine mehrphasige Hartgrundentwicklung an seinem Top aus- zeichnet. Laminierte Limonitkrusten umgren- zen diese Taschen und sind bis zur Bank- unterseite zu finden. Die Fe-oolithischen Mer- gelkalke der Taschen selbst gehören bereits dem Braunjura ε1 (Garantiana- und Parkin- soni-Zone) an. Die zunächst gebildeten Bank- anteile des Braunjura δ sind wie folgt zu beschreiben: • Fe-Ooid-Bioklasten-Wackestone mit Spiculae (Schicht 25; Taf. 3/5-6) Beschreibung: Die rein limonitischen Ooide sind nun größer als in den liegenden Schich- ten, vielfach verformt, und zeichnen sich durch radiale, Limonit-gefüllte Schrumpfungs- risse aus. Ebenso häufig sind zerbrochene Li- monit-Ooide und deren Fragmente. Als Nuclei dienen durchweg Ooidklasten. Die Ooide wer- den meist von einer radial-calcitischen Cortex abgeschlossen (Taf. 3/6). Bezeichnend für diese Schicht sind 1 - 4 cm große Bruch- stücke von Austern (Lopha sp.) und anderen dickschaligen Bivalven (rekristallisiert). Sie sind vielfach angebohrt (endolithische Mikro- bohrungen, lithophage Bivalven), von Ser- puliden bewachsen und zeigen anhaftende lithifizierte Sedimentreste. Serpuliden kom- men auch als freie Aggregate vor. Zusätzlich sind zahllose kleinere Bruchstücke (v.a. Scha- lenbruch, selten Echinodermenreste) im Sedi- ment verteilt. Auffallend häufig sind calcitge- füllte monaxone Spiculae, welche im gesamten Dünnschliff vertreten sind (Taf. 3/5). Biogene umfassen neben doppelklappigen Bivalven (u.a. Pleuromya sp.) auch wenige mm- bis cm-große Gastropoden und Belem- nitenrostren. Benthonische Foraminiferen sind normalwüchsig und nicht selten. Das Gefüge ist matrixgestützt und intensiv bioturbat. Interpretation: Primär wurden Fe-oolithische Weichsedimente abgelagert, welche wohl kontinuierlich die 30 - 40 cm mächtige Bank aufbauten. Leichte erosive Unterbrechungen sind durch freigespülte endobenthonische Bi- valven belegt. Auch die Dicke der Bivalven- schalen und die intensive Bioturbation spre- chen für ein zunächst nicht lithifiziertes Sedi- ment. Höherenergetische Ereignisse spiegeln sich in den groben Schalenfragmenten und der Schüttung lithifizierter Sediment-Biokla- sten-Aggregate wider. Die Akkumulationsrate war gering, die Durchlüftung des Meeresbo- dens gut. Sedimente der Taschenbildungen werden von 1-5 mm dicken laminierten Limonitkrusten umgrenzt. Ein Unterscheidungskriterium bildet auch der höhere Ooidanteil sowie eine viel- fach leichte Rosa-Färbung. 205 • Fe-Ooid-Bioklasten-Wackestone mit Kieselschwämmen (Taschen in Schicht 25; Taf.3/4, 4/1) Beschreibung: Die limonitischen Ooide sind nun häufig bis massenhaft vertreten (Taf. 3/4) und erreichen auch etwas größere Maximal- durchmesser. In ihrer Struktur und Zusam- mensetzung gleichen sie denen des umge- benden Braunjura-δ-Sedimentes. Schrump- fungserscheinungen mit radialen Rissen und Fragmentierung zu nicht weitergewachsenen Bruchstücken sind charakteristisch (Taf. 4/3). Unter den Bioklasten dominieren nun wieder korrodierte Echinodermenbruchstücke, gefolgt von kleinerem Bivalvenbruch, Mikrobioklasten und hexactinen Spiculae. Letztere lassen sich aufgrund vollständig erhaltener, cm-großer hexactinoser Schwämme identifizieren (Taf. 4/1). Größere Schalenbruchstücke von Au- stern und anderen Bivalven sind nur unter- geordnet vertreten. Benthonische Foraminife- ren sind normalwüchsig und nicht selten. Das Gefüge ist matrixgestützt und bioturbat. Interpretation: Die Sedimentation im offenen Taschensystem impliziert ein ruhiges Abla- gerungsmilieu. Als autochthoner Bestandteil können hexactinose Schwämme gelten, wel- che geschützt in dem kryptischen Milieu leb- ten und überliefert werden konnten. Der Rück- gang großer Bivalvenbruchstücke und Zunah- me korrodierter Echinodermenklasten läßt veränderte Lebensbedingungen an der Ober- fläche vermuten. Eine geringe Sedimenta- tionsrate mit episodischen Schüttungen von Ooiden und feinem tonigen Karbonatschlamm wird angenommen. Der unmittelbare Top der Bank ist äußerst komplex zusammengesetzt und als mehrpha- siger Hartgrund aufzufassen. Mehrere Ni- veaus mit limonitischen Krustenüberzügen, cm-großen Bohrlöchern von Bivalven und Besiedlungen mit Austern belegen eine frühe Lithifizierung am Meeresboden. Die laminier- ten bis säulig-stromatolithischen Limonit-Kru- sten, bzw. deren Bruchstücke, erreichen bis 2 cm Dicke (Taf. 4/2). Risse innerhalb der Mergelkalke können neben Limonit auch Hä- matit-Präzipitate enthalten. Der folgende braungraue bis rötliche "Parkin- sonien-Oolith" ist stark oolithisch und infolge seines hohen Mergelanteiles bröckelig. Ein Dünnschliff liegt nur aus dem Grenzbereich zur überlagernden Mergelkalkbank (Conver- gens-Subzone, Bathonium) vor. • Fe-Ooid-Mikrobioklasten-Wackestone (Schicht 26; Taf. 4/6) Beschreibung: Der Anteil limonitischer Ooide ist sehr hoch. Sie sind bis 1,2 mm groß, meist ±deformiert und vielfach zerbrochen. Nahezu alle Ooide weisen Schrumpfungsrisse auf (Taf. 4/6) und sind angebrochen. Lagenweise sind die Ooide karbonatisiert (Mikrosparit mit Relikten limonitischer Laminae) oder weisen eine abschließende radial-calcitische Cortex auf. Bioklasten werden von stark korrodierten Austernbruchstücken, vor allem aber durch zahllose kleine Fragmente dünner Schalen (Mikrobioklasten) repräsentiert. Ostrakoden- schälchen und monaxone Spiculae sind eben- so vorhanden. Bethonische Foraminiferen sind normalwüchsig und nicht selten. Das Ge- füge ist matrixgestützt und bioturbat. Die Matrix ist gemischt calcitisch-limonitisch und kryptokristallin. Der Kontakt zum Hangenden Bathonium wird von einem schwach ausge- bildeten Hartgrund mit Bewuchs dünnschaliger Austern gebildet. Die Benthosfauna ist im Vergleich zum liegenden Braunjura δ verarmt und zunehmend durch dünnschalige Ostrako- den charakterisiert. Interpretation: Das matrixgestütztes Gefüge und die abnehmende Größe der Bioklasten weist auf ein zunehmend ruhigeres Abla- gerungsmilieu hin. 5.2 Bathonium Die basale, Fe-oolithische Mergelkalkbank des Bathonium (Braunjura ε2) markiert den Wechsel von rotbraunen zu grauen Sediment- farben. • Fe-Ooid-Mikrobioklasten-Wackestone mit "Filamenten" (Schicht 27; Taf. 4/4) Beschreibung: Komponenten werden über- wiegend von massenhaft eingelagerten klei- nen, dünnen Schalenbruchstücken ("Filamen- te") gebildet. Vereinzelt sind auch Ostra- kodenschälchen zu identifizieren. Selten sind dagegen Querschnitte kleiner Seeigelstachel vertreten. Gelegentlich finden sich auch nor- malwüchsige, benthonische Foraminiferen. Li- monit-Ooide sind locker eingestreut und weit weniger häufig als im Liegenden. Sie sind meist deformiert, haben radiale Schrump- fungsrisse oder sind zu Fragmenten zer- brochen (Taf. 4/4). Alle Ooide zeigen eine ra- dial-calcitische abschließende Cortex. Quarz- 206 körner sind auf die Siltfraktion beschränkt. Das Gefüge ist matrixgestützt und bioturbat. Interpretation: Das Ablagerungsmilieu war durchgehend ruhig. Die spärliche benthoni- sche Makrofauna belegt zunehmend un- günstige Lebensbedingungen. Einzig Ostrako- den und wenige Foraminiferen sind autoch- thone Bestandteile. Die Limonit-Ooide sind allochthoner Natur und wurden in ihrem end- gültigen Ablagerungsraum von einer calciti- schen Cortex umhüllt. Die Verfügbarkeit von Fe2+ war demnach nicht ausreichend. Getrennt durch einen 10 cm mächtigen Fe- oolithischen Mergel folgt eine konkretionäre Fe-oolithische Mergelkalkbank, welche mikro- faziell der basalen Bank des Braunjura ε2 entspricht. • Fe-Ooid-Mikrobioklasten-Wackestone mit "Filamenten" (Schicht 29) Beschreibung: Die Hauptmasse der Kompo- nenten sind kleine, dünne Schalenbruchstük- ke ("Filamente"). Sie sind größer als in der zu- vor beschriebenen Bank und gehen ver- mutlich auf kleine dünnschalige Bivalven zu- rück. Ostrakoden sind vereinzelt nachzuwei- sen. Limonit-Ooide mit abschließender car- bonatische Cortex sind analog der Batho- nium-Basis ausgebildet und locker einge- streut. Benthonische Foraminiferen sind klein- bis normalwüchsig, relativ dünnschalig und oft als Limonit/Pyrit-Steinkern überliefert. Echino- dermenreste fanden sich nur sehr vereinzelt. Quarzkörner sind auf die Siltfraktion be- schränkt. Das Gefüge ist matrixgestützt und intensiv bioturbat. Interpretation: Die zunehmend schlechte Durchlüftung der Sedimentoberfläche spiegelt sich in einer kleinwüchsigen Foraminiferen- fauna, sowie durch ein Überwiegen dünn- schaliger (eventuell planktonischer/pseudo- planktonischer) Bivalven wider. Die Ooide, zu- nehmend seltener, sind durchweg allochthon. Nur die letzte carbonatische Cortex dürfte in- nerhalb des endgültigen Ablagerungsraumes entstanden sein. Nach weiteren 30 - 35 cm Fe-oolithischem Mergeln ist eine weitere Fe-oolithische Mer- gelkalkbank in nahezu unveränderter Fazies ausgebildet. • Fe-Ooid-Mikrobioklasten-Wackestone (Schicht 32; Taf. 4/5) Beschreibung: Die Hauptmasse der Kompo- nenten wird nun wieder von kleinen biogenen Schalenbruchstücken gebildet. Typische läng- liche, dünnen Schalenbruchstücke ("Filamen- te") sind selten. Benthonische Foraminiferen sind etwas häufiger, klein- bis normalwüchsig und als Pyritsteinkerne mit calcitischer Schale erhalten. Die bioturbate Matrix ist von kleinen Pyritaggregaten durchsetzt. Die limonitischen, geschrumpften Ooide zeigen eine etwas dickere, radial-calcitische abschließende Cor- tex (Taf. 4/5). Interpretation: Das Ablagerungsmilieu ent- spricht dem der zuvor beschriebenen Schicht 29, wobei nur die geringere Häufigkeit dünner biogener Schalen einen Unterschied bilden. Auch eine nach 60 cm folgende Fe-oolithische Mergelkalkkonkretion ist unverändert als Fe- Ooid-Mikrobioklasten-Wackestone zu be- schreiben (Schicht 35). Ca. 25 cm darüber setzt über den oolithischen Mergeln des Bathonium das Unter-Callovium (Braunjura ε3) mit einer Ammoniten-reichen, Fe-oolithischen Mergelkalkbank ein. 5.3 Callovium • Fe-Ooid-Mikrobioklasten-Wackestone mit "Filamenten" (Schicht 37; Taf. 5/1-2) Beschreibung: Die Fazies entspricht derer der Mergelkalkbänke im tieferen Bathonium. Mikrobioklasten, in Form dünner Schalenfrag- mente, bilden den Hauptanteil der Komponen- ten (Taf. 5/1). Auffällig ist das hier sehr häu- fige Auftreten von glattschaligen, kleinwüchsi- gen Ostrakoden, sowohl in Form einzelner Klappen (Taf. 5/2) wie auch geschlossener Gehäuse. Benthonische Foraminiferen sind klein- bis normalwüchsig, aber selten. Die Ooide bestehen aus Limonit-Lagen um Ooid- fragmente, zeigen Schrumpfungsrisse oder Deformationen, und werden von einer dünnen radial-calcitischen Cortex abgeschlossen (Taf. 5/1). Nekton ist durch zahlreiche z.T. groß- wüchsige Ammonoideen und wenige Belem- niten vertreten. Das Gefüge ist matrixgestützt und bioturbat. Fein verteilter Pyrit ist weniger häufig als im Bathonium. Die Limonit-Ooide sind im Gegensatz zu älteren Faziestypen nun innerhalb bioturbater Gänge angereichert. Interpretation: Das Anlagerungsmilieu ent- spricht dem des Bathonium. Auffällig ist das gehäufte Auftreten glattschaliger Ostrakoden 207 gegenüber wenigen Kleinforaminiferen. Die Ooide sind allochthon. 5.4 Oxfordium Der Weißjura setzt mit einer ca. 40 cm dicken Doppelbank aus glaukonitischem Mikrit ein ("Glaukonitbank") ein. Die Probe wurde an der Basis der Doppelbank entnommen. • Glaukonit-Mikrobioklasten-Wackestone mit "Globigerina" (Schicht 50; Taf. 5/3-4) Beschreibung: Häufigste Komponenten sind grüne, detritische Glaukonitkörner, planktoni- sche Kleinforaminiferen, sowie verschiedene Bioklasten. Die grünen Glaukonitkörner sind 100 - 300 µm groß, gut gerundet, und se- kundär randlich zu braunem Limonit oxidiert (Taf. 5/4). Vereinzelt können runde bis oval Glaukonitkörner mit undeutlichen konzentri- schem Aufbau (Ooide) beobachtet werden (Taf. 5/4). Bioklasten werden von winzigen Schalenbruchstücken (Mikrobioklasten) und untergeordnet von Echinodermenresten gebil- det. Über das gesamte Gestein verteilt, aber auch fleckenhaft angereichert, sind 120 - 170 µm große, planktonische Kleinforaminiferen der Formengruppe "Globigerina" (Taf. 5/3). Wahrscheinlich handelt es sich hierbei um Vertreter der Gattung Globuligerina Bignot & Guyader 1971 (Fuchs 1973; Wernli & Kindler 1986; Gorbachik & Kuznetsova 1997). Zu- sätzlich finden sich auch normalwüchsige benthonische Foraminiferen (mehrere Gattun- gen, u.a. Miliolidae) und dünnschalige Ostra- koden. Das Gefüge ist matrixgestützt und bioturbat. Interpretation: Die Glaukonitkörner sind de- tritisch und möglicherweise aus den Glauko- nitsandmergeln (tiefstes Oxford) umgelagert. Planktonische Foraminiferen belegen einen offenmarinen Einfluß. Drei Proben aus der Kalk-Mergel-Wechsel- folge mit Automikrit-Schwamm-Biohermen des tieferen Weißjura α wurden mikrofaziell untersucht. Zwei Proben wurden den m-gro- ßen Biohermen entnommen, eine weitere aus einer lateral angrenzenden Mikritbank. • Mikrobialith-Kieselschwamm- Boundstone (Schicht 56; Taf. 5/5-6) Beschreibung: Das Grundgerüst wird von cm-großen plattigen Kieselschwämmen (Hex- actinellida, Lithistida) gebildet, welche von thrombolithischen bis stromatolithischen Mi- kritkrusten umwachsen sind. Weiterhin sind becherförmige Schwämme der Lychniscosa beteiligt (Taf. 5/5). Hexactinellide Schwämme überwiegen gegenüber lithistiden, wie dies generell in Oxford-Biohermen dieser Gegend der Fall ist (Nitzopoulos 1974; Dohmann 1991). Thrombolithische Krusten zeigen ein peloidales Mikrogefüge, wohingegen Stroma- tolithen aus relativ dichten, leicht inhomoge- nen Mikrit bestehen (Taf. 5/6). In den Stroma- tolithlagen sind vielfach bis massenhaft Röh- ren von Terebella eingewachsen. Diese zei- gen 50-150 µm dicke, dicht-mikritische Wän- de. Unregelmäßige Bohrungen und primäre Hohlräume zeigen eine geopetale Füllung aus peloidalem Mikrit (Taf. 5/6). Benthonische Foraminiferen sind normalwüchsig und nicht selten. Vereinzelt treten auch Aggregate von Serpulidenröhren sowie sessile Foraminiferen ("Thurammina") auf. Serpuliden und krusten- förmige Bryozoen besiedeln die Unterseiten der Tellerschwämme. Das Gestein ist ausge- hend von Rißsystemen fleckenhaft dolomiti- siert. Interpretation: Es handelt sich um autoch- thon gebildete Mikrobialith-Kieselschwamm- Bioherme des Stillwassermilieus. Über die Bildungstiefe derartiger Bioherme bestehen kontroverse Auffassungen. Die vorliegenden Bioherme zeigen jedoch keinerlei Hinweise auf Flachwasserbedingungen (Fehlen von Riffschutt, kein Beleg von phototrophen Orga- nismen). Zur weiteren Diskussion dieser Mikrobialith-Kieselschwamm-Bioherme sei auf Keupp et al. (1990, 1996), Dohmann (1991) und Leinfelder et al. (1993, 1996) verwiesen. Die lateral an die Bioherme angrenzenden Mikritbänke wirken im Aufschluß homogen. • Intraklasten-Mikrobioklasten- Wackestone (Schicht 56) Beschreibung: Ein Großteil des Gesteins wird von 150 µm - 2,2 mm großen, angerun- deten bis gut gerundeten Mikritlithoklasten aufgebaut. Häufig beinhalten sie monaxone Spiculae. Daneben sind Bruchstücke von Terebella-Röhren sowie benthonische Forami- niferen, seltener Spiculae und viele Mikrobio- klasten vertreten. Einzelne kleine Belemniten- rostren und Brachiopodenreste sind im Dünn- schliff angeschnitten. Das Gefüge ist matrix- gestützt und leicht bioturbat. Die Matrix ist ein leicht inhomogener grauer Mikrit. 208 Interpretation: Die meist gute Rundung der Intraklasten läßt eine primär nicht-lithifizierte Konsistenz vermuten. Nur ein Teil (u.a. mit Terebella) dieser kann von den benachbarten Biohermen abgeleitet werden. Abgeleitet aus den beobachteten monaxonen Spiculae könnten auch zerfallene nicht-rigide Kiesel- schwämmen zu ihrer Entstehung geführt ha- ben. Das Ablagerungsmilieu war ruhig und unterhalb der Sturmwellenbasis. Riffschutt- artige Anteile sind nicht vorhanden. 6 Diskussion 6.1 Ooid-Genese Die Fe-Ooide des Mittleren und Oberen Braunjura wurden und werden auch heute noch vielfach als Bildungen des bewegten Flachwassers angesehen (z.B. Schmidt-Kaler et al. 1992: 87), so wie dies auch für viele Karbonatooide angenommen wird (Bathurst 1975: 301 f.). Im fränkischen Dogger scheint dies durch häufige Aufarbeitungslagen und einzelne Vorkommen zooxanthellater Korallen (Schmidtill 1951) bestätigt zu sein, wenn auch korngestützte Gefüge, wie sie häufig flach- marine Ooidsande auszeichnen, nur im Braunjura β und Teilen des Braunjura γ vor- kommen. Allerdings führt bereits schon Dorn (1939: 282 ff.) Ooidanreicherungen in dop- pelklappigen Muscheln und Brachiopoden gegen eine Entstehung im bewegten Wasser an und argumentiert für eine Entstehung an Ort und Stelle unter Beteiligung zersetzender organischer Substanzen. Allein die wechsel- hafte Zusammensetzung (Goethit/Limonit, Calcit, seltener Frankolith und Glaukonit) der Ooide des untersuchten Profiles weist schon deutlich auf unterschiedliche Bildungsbe- dingungen und Faktoren hin. Rein limoniti- sche Ooide sind nur im Braunjura δ und ε1 dominierend. Fünf nach Zusammensetzung und Mikrostruk- tur unterschiedliche Ooid-Typen sind im Profil Neumarkt-Fuchsberg vertreten (Fig. 3): (1) undeformierte Limonit-Ooide des Braun- jura γ und δ, sowie deformierte und ge- schrumpfte Limonit-Ooide des Braunjura δ und ε, (2) wechselnd limonitisch-karbonatisch zu- sammengesetzte Ooide des Braunjura γ bis ε, (3) Karbonat-Ooide des Braunjura γ, (4) phosphatische Ooide des Braunjura γ und (5) Glaukonit-Ooide des basalen Weißjura α. Limonit-Ooide liegen zum einen als runde bis ovale, streng konzentrische Komponenten mit Quarzkern, zum anderen als mehr oder weniger deformierte und geschrumpfte, dis- kontinuierliche Ooide mit Limonit-Nucleus vor (Taf. 3/1-4). Schrumpfungsrisse in den letzte- ren wurden bereits von Dorn (1939: 282) und Kästle (1990: 59) bemerkt. Sie belegen einen primär stark hydratisierten, weichen Zustand und sprechen gegen stärker bewegtes Was- ser als Bildungsbereich. Entsprechend hatten Umlagerungsprozesse oder auch Bioturbation eine Fragmentierung dieser zerbrechlichen Ooide zur Folge. Seifenartige Anreicherungen von Limonit-Ooiden sind nur mit einer Lage (Schicht 34) im höheren Bathonium vertreten. Schrumpfungserscheinungen und Deformati- onen waren bisher vor allem von Ooiden mit primär chamositischer Mineralogie bekannt (Schellmann 1969; Kimberley 1983: 105), so daß dies auch für die vorliegenden Ooide ver- mutet werden könnte. Reduzierende Be- dingungen sind für eine ausreichende Fe2+- Zufuhr und -Mobilität unerläßlich. Die Trans- formation von Chamosit zu Limonit müßte demnach an der Sedimentoberfläche bzw. nach dem Freispülen der Ooide durch die häufigen schwachen Umlagerungsvorgänge erfolgt sein (vgl. Freyberg 1951: 66; Gygi 1981; Sturesson 1995). Eine Fragmentierung war damit immer verbunden, wie in den Dünn- schliffen zu beobachten ist. Ein rezentes Vorkommen von Fe-Ooiden ist 1995 in Indonesien entdeckt geworden und brachte neue Einblicke in die Fe-Ooid-Genese (Heikoop et al. 1996; Sturesson et al., 2000). Dieses Vorkommen ist an flach-marine Schelfsedimente gebunden, welche an eine aktive Vulkaninsel grenzen. Die primär gla- sigen Ooide bestehen aus Limonit mit bei- gemischtem amorphen Silica und bilden bis zu 0,5 m mächtige reine Ooidsande. Die Ooide enstehen in flachen Senken ("pools") der Plattform an der Sediment-Wasser-Gren- ze vermutlich durch Fällung aus exhalativen Fluiden, welche durch das Sediment auf- steigen (Heikoop et al. 1996). Die Ooide sind vom Rand bis in den Kern offenbar bereits pri- mär oxidisch (Sturesson et al., 2000), und zei- gen damit, daß Limonit-Ooide nicht zwingend auf Vorläuferminerale mit Fe2+ zurückgehen müssen. Der hohe pH des Meerwassers soll eine fortschreitende Hydrolyse und Lösung von SiO2 bewirken, welche zu einer relativen Fe-Anreicherung im Kern sowie radialen Rissen führt (Sturesson et al., 2000: 141). Die- ser Mechanismus wäre eine plausible Er- 209 klärung für die Schrumpfungsrisse der vorlie- genden Goethit/Limonit-Ooide des Bajocium- Callovium. Alternativ könnte die Schrumpgung auch allein mit einer primären starken Hydra- tation der kolloidalen Fe-Oxide/Hydroxide zu- sammenhängen. In allen Fällen ist eine Gene- se an der Sediment-Wasser-Grenze bzw. in die obersten Zentimeter des Sedimentes von dem Rezentbeispiel übertragbar. Für fossile Fe-Ooid-Vorkommen, bei denen ein direkter Zusammenhang mit exhalativen Erscheinungen nicht gegeben ist, werden von Sturesson et al. (2000) vulkanische Aschen als alternative Quelle von Fe, Al und Si vor- geschlagen. Zumindest für das Bajocium- Bathonium ist ein Vulkanismus im Nordsee- Bereich belegt und auch in den Sedimenten von England nachweisbar (Sellwood & Hallam 1974; Malm et al. 1979). Für den Süddeut- schen Raum sind jedoch weder Exhalationen noch vulkanische Aschen nachgewiesen, so- daß nach wie vor eine Fe-Zufuhr aus der ter- restrischen Verwitterung angenommen wer- den muß (vgl. Gygi 1981). Reine Karbonatooide sind auf Phosphoritknol- len in den siltig-sandigen Mergeln des tieferen Braunjura γ beschränkt und zeigen eine ra- dialfaserige Mikrostruktur. Ihr primärer Bil- dungsbereich ist unklar, lag aber sehr wahr- scheinlich nicht in den Tonmergeln, sondern in benachbarten Quarzsandarealen ("Schwel- len"). Heutige Ooide des flachmarinen Be- wegtwassers (z.B. Bahama-Plattform) sind tangential strukturiert und primär aragonitisch (Bathurst 1975; Richter 1983). Dagegen wer- den Ooide mit radialer Mikrostruktur z.T. als "Stillwasser-Ooide" betrachtet (Freeman 1962) oder sind in hypersalinaren Milieus (z.B. Great Salt Lake) zu finden (Sandberg 1975). Wechselnd zusammengesetzte Ooide bele- gen, daß die Bildungsbereiche limonitischer und karbonatischer Hüllen räumlich (Schwel- len/Senken) oder zeitlich (Fluktuationen physi- cochemischer Bedingungen am Ort) eng be- nachbart gewesen sein müssen. Eine Um- lagerung limonitischer Ooide in karbonatische Milieus im Braunjura ε zeigt sich durch die Ausbildung einer abschließenden radial-calci- tischen Cortex. Phosphatische Ooide des Braunjura γ und Glaukonit-Ooide des basalen Weißjura α sind nur sehr untergeordnet vertreten. Ihre Bil- dungsfaktoren sind unklar. Faktoren der Phosphoritgenese werden im nachfolgenden Kapitel diskutiert. Glaukonit-Ooide sind mög- licherweise allochthon oder aus dem Callovi- um umgelagert. Hinweise für eine Entstehung im bewegten Flachwasser fehlen. 6.2 Phosphoritbildungen Phosphoritknollen bilden sich frühdiagene- tisch in den obersten Sedimentlagen, vor al- lem in feinkörnigen, lutitischen bzw. peliti- schen Sedimenten bei sehr geringen Sedi- mentationsraten (Valeton 1988; Glenn et al. 1994). Die Ca-Fluorapatit-Fällung erfolgt dabei im dysaeroben Bereich bzw. einer O2- Minimum-Zone. Im dysaeroben Bereich ist der P-Zyklus an den Fe-Redox-Zyklus gekoppelt (Jarvis et al. 1994; Glenn et al. 1994). Dabei wird PO43- an Fe-Hydroxyoxide der Wasser- säule adsorbiert und bei deren Reduktion im Porenwasser freigesetzt. Phosphoritknollen der Braunjura γ und ζ- Tonmergel werden hier als in-situ gebildet be- trachtet und entsprechen dem "pristine"-Typ von Föllmi et al. (1991). Phosphoritknollen der Aufarbeitungslagen im Callovium sind dage- gen als "kondensiert" anzusprechen und ver- mutlich parautochthon. Das klassische upwelling-Modell (hohe Pri- märproduktion, suboxische intermediäre Was- sermassen, hohe Corg-Flußraten) ist für die epikontinentalen Braunjura γ-ζ-Sedimente nicht anwendtbar, so wie dies ebenso nicht für einige heutige epikontinentale Vorkommen (z.B. E-Australischer Schelf, O’Brien & Veeh 1980, 1983) zutrifft. Die Phosphoritgenese schein vielmehr an transgressive Phasen und Meeresspiegel- hochstände (v.a. maximum flooding surface) gekoppelt zu sein. Damit verbunden sind her- abgesetzte Sedimentationsraten durch re- duzierten Klastika-Eintrag und erhöhte Wahr- scheinlichkeiten, daß "upwelling"-Wassermas- sen weit auf Schelfareale übergreifen können (episodisch erhöhte P-Zufuhr). Entsprechend werden Phasen der Phosphoritbildung im Bajocium bis Callovium als späte Abschnitte transgressiver Ereignisse bzw. Meeresspie- gelhochstände interpretiert (dysaerobe Be- dingungen, geringe Sedimentationsrate, P-Zu- fuhr). 6.3 Faziesentwicklung, Paläogeographie und Meeresspiegelschwankungen Bezüglich Mechanismus und der geographi- schen Verbreitung ihrer Auswirkungen sind lokale, regionale und überregionale Faktoren bei der Faziesentwicklung zu unterscheiden. 210 Als lokaler Faktor wird die kleinräumige Bil- dung tektonischer Schwellen und Senken auf- gefaßt, auch wenn die Ursache der tektoni- schen Bewegungen regional zu sehen ist. Zu den regionalen Faktoren zählen die Subsi- denz des Ablagerungsraumes, Veränderun- gen der Paläogeographie und damit verbun- dene Änderungen der Meeresströmungen. Als überregionaler Faktor wird der eustatische, "weltweite" Meeresspiegel betrachtet, dessen Fallen und Steigen auf eine Volumenänderung der Ozeanbecken und/oder der Pol- kappenvereisungen zurückgeht. Letztere sind jedoch für den Jura nicht bekannt und nur für das Bajocium-Bathonium und Tithonium gibt es Hinweise auf kühle subpolare Klimate in hohen Breiten (Price 1999). Die Schichten- folge des höheren Aalenium bis tieferen Ox- fordium bei Neumarkt zeigt folgende über- geordnete Tendenzen: (1) Rückgang des grob-siliziklastischen Ein- trages: Abfolge von rein siliziklastischen Sedi- menten des flachsten Subtidals (Braunjura-β- Sandsteine) bis zu einer rhythmischen Kalk- Mergel-Wechselfolge in mittlerer Schelfposi- tion (Weißjura-α-Karbonate). (2) Umschlag von Limonit- zu Glaukonit- führenden Sedimenten. Die Fällung von unter- schiedlichen Fe-Mineralien (Limonit, Chamo- sit, Hämatit, Glaukonit, Pyrit) spiegelt die Eh- Verhältnisse am Meeresboden wider. Wenn- gleich der primäre Bildungsort vieler Ooide nicht mit Bestimmtheit zu ermitteln ist, so spiegeln sie doch bei ihrer entgültigen Ein- bettung die lokalen Bedingungen wider. Interpretiert werden diese Tendenzen als Fol- ge der regionalen paläogeographischen Situa- tion mit einem Absinken von Vindelizischem Land in Süden und Böhmischer Masse im Osten. Infolge dessen wurde ab Unter-Callo- vium (Fay & Gröschke 1982) mit dem Durch- bruch der Regensburger Straße das Vindelizi- sche Land abgetrennt, aber erst im Weißjura gänzlich überflutet (Meyer 1981). Die fortlau- fende Absenkung impliziert bei der geringen Sedimentationsrate des höheren Braunjura eine Zunahme der durchschnittlichen Wasser- tiefe. Für den Braunjura β werden Wassertie- fen von wenigen Metern angenommen (Schmidt-Kaler et al. 1992: 85), während ab- solute Angaben für den Weißjura α kontrovers diskutiert werden (Keupp et al. 1990). Ein gleichzeitiger eustatischer Anstieg um 60 m wird von der Kurve von Haq et al. (1988) postuliert. Während des Aalenium-Bathonium kommt es in West- und Zentraleuropa zu einer Umge- staltung der Paläogeographie (Ziegler 1990). Im Nordseebecken kommt es im späten Aa- lenium bis tiefstes Bajocium schrittweise zur Auwölbung des North Sea Dome, gefolgt von der "Mittelkimmerischen" Rifting Phase mit Vulkaniten (Bajocium-Bathonium) im Viking- Central- und Moray Firth-Witch Ground Gra- ben und starken Sandschüttungen in den Norddeutschen Raum (Sonninia-, Macro- cephalus-Sandstein) (Ziegler 1990). Ursäch- lich ist dies in Zusammenhang mit der Öffnung des N-Atlantik ab dem Mittel-Jura zu sehen (Rifting ab der Ober-Trias) (Ziegler 1990). Inwieweit diese Ereignisse ihre Auswirkungen auf den Süddeutschen Raum hatten, ist wenig belegt. Die Sedimente in West- und Zentral- europa zeigen während dieser Zeiträume mehrfache Regressionen und Transgressio- nen, welche nach Ziegler (1990) tektonischer Natur sind und mit den globalen Meeresspie- gelkurven nicht zu korellieren sind. Dies gilt insbesondere für die Regression im Aalenium (Hallam, 2001). Ein besonderes Problem stellt die Interpreta- tion von Diskontinuitäten, wie Hartgründe, Aufarbeitungslagen und Geröllhörizonten, dar. Bisher wurden sie in den epikontinentalen Jura-Sedimenten als Folge von relativen Mee- resspiegelabsenkungen bzw. Regressionen angesehen (Klüpfel 1916; Einsele 1985; Brandt 1985; Kästle 1990). Sequenzstratigra- phische Modelle ordnen jedoch Kondensati- onen und Hartgrundbildungen Meeresspiegel- Höchstständen zu ("condensed sections"; Haq et al. 1988). Im Vergleich zu transgres- siven Ereignissen ist der Nachweis einer Re- gression allgemein schwieriger zu führen (Hallam 1999). Als Kriterien für letztere kön- nen ein Übergreifen terrestrisch-fluviatiler Se- dimente über marine Serien, subaerische Ex- position mit Verkarstung und Bodenbildung, und tiefgreifende Erosion mit Aufarbeitung lithifizierter Sedimente gelten. Das Profil Neumarkt-Fuchsberg setzt mit flach-subtidalen Sandsteinen des höheren "Ei- sensandsteins" (Dogger β) ein, welche dem Disciteston-Horizont angehören. Der Eintrag der Klastika soll vorwiegend von der Böhmi- schen Masse erfolgt sein, wenn auch die gleichbleibend von stabilen Mineralen domi- nierten Schwerminalspektren keinen eindeuti- gen Beleg liefern (Schröder 1962: 24 f.). Schrägschüttungsmessungen von Schröder 211 (1962: 22) folgend wurden die Sande durch etwa küstenparallele Strömungen umgelagert und sedimentiert. Ein senkrechter Spreiten- bau am Top des "Eisensandstein" (Taf. 1/1) stützt die Interpretation einer Wassertiefe von nur wenigen Metern. Bezüglich der Grenze "Eisensandstein" zu "Sowerbyi-Sauzei-Schichten" wird seit Frey- berg (1951: 45) eine Regression mit Geröll- bildung und nachfolgender Transgression für die Entstehung des "Sowerby-Konglomerates" verantwortlich gemacht. Schwellen und Sen- ken sollen allerdings bereits vor und während dem höheren Aalenium (Braunjura β) ange- legt worden sein und auch nachfolgend im Bajocium bis Callovium (Braunjura γ bis ζ) wirksam gewesen sein (Dorn 1939; Hörauf 1959: 39). Daß dies so strikt nicht zutrifft, zeigt das Beispiel Dillberg, wo auf einen 10 m mächtigen Disciteston-Horizont ein erosiv auf- liegender, nur etwa 1,5 m mächtiger schill- reicher Braunjura γ in Schwellenfazies folgt. Auch andere Lokalitäten, welche sich durch sehr geringe Braunjura γ Mächtigkeiten aus- zeichnen (Kadenzhofen, Oberwall; Dorn 1939) zeigen Discitenton-Mächtigkeiten von 11-15 m (Hörauf 1959). Umgekehrt folgt häu- fig auf geringere Disciteston-Mächtigkeiten (5 - 8,5 m) vielfach ein Braunjura γ mit 4-5 m (z.B. Günching: 4,75m; Gaukler & Häring 1973). Am Fuchsberg ist mit etwa 9,5 m Dis- citeston-Horizont zu rechnen, wenn man Schicht 2 des vorliegenden Profils mit Schicht 21 des in unmittelbarer Nähe gelegenen Profils Schacht Nr. 21 Fuchsberg (Hörauf in Gaukler & Häring 1973: 86) parallelisiert. Die "Sower- byi-Sauzei-Schichten" sind mit 5,9 m wie- derum vergleichsweise mächtig und tonreich ausgebildet. In Sengenthal überlagern 2,8 m "Sowerbyi-Sauzei-Schichten" einen etwa 10 m mächtigen Disciteston-Horizont (>6,0 m Sandsteine; Kästle 1990; Schmidt-Kaler et al. 1992; darunter etwa 2,2 m Ton-Sand- Wechsellagerung; Hörauf in Gaukler & Häring 1973: 90). Auch wenn nicht überall eine inverse Korre- lation von Disciteston- und Braunjura-γ-Mäch- tigkeiten eindeutig ist (mäßige Aufschlußbe- dingungen; Schwierigkeiten in der Grenz- ziehung zwischen den lithostratigraphischen Einheiten "Felssandstein", "Disciteston" und "Sowerbyi-Sauzei-Schichten"), kann von einer erosiven Reliefbildung an der Grenze "Eisen- sandstein"-"Sowerby-Sauzei-Schichten" aus- gegangen werden (siehe auch Freyberg 1951: 44 ff.). Ähnliche erosive Reliefbildungen sind aus dem Lias dieser Gegend gut belegt, so innerhalb des Oberen Pliensbachium (Keupp & Arp 1990) und an der Grenze Pliens- bachium/Toarcium (Knitter 1983: 240). Auch sie wurden vormals als Schwellen und Sen- ken tektonischer Natur angesehen (z.B. "Ber- chinger Schwelle", Schmidt-Kaler 1985, 1986), lassen sich aber durch die darauffol- gende sedimentäre Nivellierung eindeutig als submarine Erosionsphänomene infolge ver- änderter Strömungsmuster (Paläogeographie, Meeresspiegel) erklären. Sichere Belege für eine Regression am Top des "Eisensandsteins", wie subaerische Ex- position (Trockenrisse, Bodenbildung) oder ein Übergreifen terrestrisch-fluviatiler Sedi- mente über marine Serien am Beckenrand (vgl. Fay & Gröschke 1982) fehlen. Gesichert ist einzig die nachfolgende Transgression mit basaler Geröll-Lage und folgenden siltigen Tonen mit vollmariner Fauna (Cephalopoden, Echinodermen, decapode Krebse, Bryozoen, Bivalven, Gastropoden, Scaphopoden). Die artenarme, kleinwüchsige Weichbodenfauna spiegelt eine zeitweise schlechte Durchlüftung wider. Als Besonderheit sind Scherenreste eines decapoden Krebses zu erwähnen. Spi- culae hexactinellider Schwämme deuten auf eine Erhöhung der Wassertiefe. Eine durch- gehende Phosphoritknollenlage markiert mög- licherweise eine maximale Überflutung. Nach einer weiteren Geröll-Lage (Transgression?) folgt mit tonigen Kalksandsteinen, schrägge- schichteten Kalksandsteinen und einer Dis- kontinuität mit Abtragung lithifizierter Kalk- sandsteine die einzige gesicherte Regression im Profil Neumarkt-Fuchsberg. Das lokale Vorkommen zooxanthellater Korallen am Top des Braunjura γ (Dillberg, Günching) belegt ebenso eine Verflachung. Über der basalen Geröll-Lage (Transgression) des "Humphriesianum-Ooliths" liegen die Se- dimente des Mittel-Bajocium durchweg in kon- densierter Ausbildung vor, welche in einer mehrphasigen Hartgrundbildung münden. Ein- zig die Humphriesianum-Zone ist als "Rumpf- Zone" gut belegt. Sowohl Haq et al (1988) als auch Hallam (1988) postulieren für den ent- sprechenden Zeitraum eine weltweit re- gressive Phase. Im vorliegenden Profil ist da- gegen weder eine Verflachung noch eine Ver- tiefung zu erkennen, sodaß sich Subsidenz und Fallen des eustatischen Meeresspiegels weitgehend aufgehoben haben dürften. Erst mit dem "Parkinsoni-Oolith" ist wieder eine Transgression mit fortlaufendem Absin- 212 ken erkennbar. Dabei wurde der mehrphasige Hardgrund zunächst u.a. mit hexactinelliden Schwämmen besiedelt, welche auch in Sen- genthal vorkommen. Tonmergel mit Phos- phoritknollen-Bildungen im tiefsten Bathonium der Nördlichen Frankenalb (Reuter 1908: 84) sind mit dieser weltweit transgressiven Phase im Einklang. Mit fortlaufender Transgression schlagen an der Grenze Bajocium-Bathonium (Braunjura ε1/ε2) auch die Sedimentfarben von gelbbraun (Limonit) nach grau (Pyrit) um. Es herrschen nun ruhige, relativ gleichmäßige Ablagerungsbedingungen unter sauerstoffar- men Verhältnissen vor. Die Benthosfauna ist nun auf wenige Foraminiferen, Ostrakoden und dünnschalige Bivalven beschränkt. Schichtlücken und erosive Ereignisse im Bereich Mittel-Bathonium bis tiefstes Unter- Callovium sind dagegen mit den publizierten eustatischen Meeresspiegelkurven nicht zu korrellieren. Wenn die Beobachtungen von synsedimentären Störungen (Bayer in Kästle 1990) richtig sind, kam es jedoch in diesem Zeitabschnitt zu tektonischen Bewegungen, welche die Diskontinuität an der Obergrenze "Fusca-Württembergica-Schichten" und das verbreitete Fehlen des Mittel- und Oberbathon erklären könnten. Dies wäre der einzige Profil- abschnitt in welchem lokale, kleinräumige tektonische Bewegungen auf Sedimentent- wicklung und Mächtigkeiten Einfluß gehabt haben könnten. Zeitgleich hiermit sind die Haupteruptionen (Retrocostatum-Zone, Ober- Bathonium) des Nordsee-Riftvulkanismus (Sellwood & Hallam 1974). Im Gegensatz dazu kann die weit verbreitete Ammonitenseife der Koenigi-Zone an der Basis des "Macrocephalen-Ooliths" als "con- densed section" eines eustatischen Meeres- spiegelhochstandes aufgefaßt werden. So- wohl die Haq-Kurve als auch die Hallam-Kur- ve postulieren für diesen Zeitpunkt eine maxi- male Überflutung (Haq et al. 1988; Hallam 1988). Auch von der Schwäbischen Alb sind Ammonitenanreicherungen aus dem tiefsten Bereich der Koenigi-Zone bekannt (toricelli- Horizont; Dietl 1981a; Callomon et al. 1989). Aufarbeitungslagen im höheren Macrocepha- len-Oolith und tieferen Ornatenton sind mit keinen tiefgreifenden Erosionen verbunden. Glaukonit und Anreicherung von Phosphorit- bildungen werden daher transgressiven Ereig- nissen zugeordnet, wohingegen Kästle (1990: 58) für die Aufarbeitungslage der Calloviense- Zone eine Korrelation mit einer eustatischen Meeresspiegelsenkung annimmt. Sedimente der Calloviense-Zone sind auch in becken- randnahen Profilen zwischen Straubing und Passau nachzuweisen (Gröschke 1985), so- daß kein Hinweis auf eine Regression vor- liegt. Während des Unter-Callovium erfolgte schließlich der Durchbruch der Regensburger Straße (Fay & Gröschke 1982) und bewirkte ein verändertes Strömungssystem, welches umfangreiche Quarzsandschüttungen voll- ends auf den unmittelbaren Beckenrand be- schränkte. Mit dem nun möglichen Wasser- austausch mit dem Polnischen Becken könnte auch der Umschlag von Fe-oolithischer zu glaukonitischer Fazies zu erklären sein. In der mittleren und östlichen Schwäbischen Alb ist der Ornatenton in Pyrit-reicher Fazies aus- gebildet. Ein Glaukonitsandmergel ist nur im Unter-Oxfordium entwickelt. Noch weiter im Südwesten (Wuttach-Gebiet) liegt das Untere, Mittlere und Obere Callovium in eisenoolithi- scher Fazies vor (Dietl 1977). Mittleres und Oberes Callovium konnten in Neumarkt-Fuchsberg nicht weiter gegliedert werden. Nur am Top ist als Ammoniten-reiche Lage die Lamberti-Zone erkennbar, welche einem eustatischen Meerespiegelhochstand zugeordnet werden kann (Norris & Hallam 1995). Auch die folgende Mariae- und Corda- tum-Zonen des Unter-Oxfordium sind noch diesem Hochstand zuzuordnen. Frühere Inter- pretationen, welche die weltweit verbreitete Diskontinuität an der Callovium/Oxfordium- Grenze einer Regression zuordnen, gelten als überholt, da entsprechende Kriterien nicht vorliegen (Norris & Hallam 1995). Dagegen wird von Kästle (1990: 82) eine erosive Phase mit Reliefbildung im Unter-Oxford postuliert um deutliche Mächtigkeitsschwankungen des "Ornatentons" zwischen 2,5 und 4,8 m in- nerhalb des Steinbruches Sengenthal zu er- klären. Eine Beschreibung, daß die Lamberti- Zone an diesen geringermächtigen Stellen des Ornatentons fehlt, wurde aber nicht er- bracht, sodaß eine Erklärung für die deut- lichen Mächtigkeitsschwankungen im Orna- tenton des Neumarkter Raumes (siehe auch Krisl in Gaukler & Häring 1973) noch nicht gegeben werden kann. Die folgende "Globigerina"-reiche Glaukonit- bank des basalen Weißjura α (Mittel-Oxford) zeigt in erster Linie eine vollständige Über- flutung des Vindelizischen Landes an. Dys- aerobe Bedingungen mit Phosphoritbildung unterblieben aufgrund des offenen Wasser- austausches zur Tethys. Eindeutige Hinweise 213 auf eine Änderungen des Meeresspiegels liegen nicht vor. Für das Mittel-Oxford liegt allerdings ein Beispiel einer terrestrisch- fluviatilen Sandschüttung über verkarstete marine Schelfkarbonate am Beckenrand bei Straubing vor (Gröschke & Fay 1981). Diese lokal belegte Regression fällt mit der von Hallam (1988) postulierten eustatischen Re- gression zusammen. Ob sie auf der gesamten Fränkischen Plattform wirksam war, bleibt zu untersuchen. 7 Systematischer Teil 7.1 Ammonoidea Verwendete Abkürzungen: Dm: Durchmesser in mm Nw%: Nabelweite in % Wh%: Windungshöhe in % Wb%: Windungsbreite in % Q (Wh/Wb): Querschnitt (Verhältnis Win- dungshöhe zu -breite) Z bzw. Z/2: Zahl der Rippen pro Umgang bzw. halben Umgang PR/SR: Primärrippen/Sekundärrippen Belegstücke der Ammonoideen sind am In- stitut und Museum für Geologie und Paläonto- logie (IMGP) der Universität Göttingen unter der Original-Nummer 1222-1 bis 1222-15 hin- terlegt. Von abgebildeten Exemplaren aus privatem Besitz wurden Abgüße am IMGP hin- terlegt. Fam. Graphoceratidae Buckman 1905 Unter-Fam. Sonniniinae Buckman 1892 Sonniniinae sp. Taf. 6/1 Material: 1 Exemplar Fundschicht: Schicht 9, Laeviuscula- und/ oder Sauzei-Zone, Unter-Bajocium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt-Fuchs- berg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q ZIMGP 1222-1 mm mm % mm % mm % PR 7,3 2,8 38 2,7 37 4,5 62 0,6 20 Beschreibung: Es handelt sich um ein Negativ eines juvenilen Ammoniten mit deut- lich abgesetztem Kiel und niedrigem Q. Eine einsetzende, flache Berippung ist erkennbar. Bemerkungen: Dieser einzige Ammoniten- fund aus dem tieferen Bajocium des Profiles entstammt einer feinoolithischen, schwarzen Phosphoritknolle und wird der Unter-Familie Sonniniinae zugeordnet. Dorsetensia liostraca Buckman 1892 Taf. 6/2 Material: 1 Exemplar Fundschicht: geröllführende feinoolithische sandige Schillkalke der obersten "Sowerbyi- Sauzei-Schichten", tiefere Humphriesianum- Zone, Mittel-Bajocium Fundort: Acker am südlichen Dillberg östlich der Verbindungsstraße B 8 - Dillberg, Ober- pfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q ZIMGP 1222-2 mm mm % mm % mm % 28,9 6,2 22 13,5 47 7,8 27 1,73 - Beschreibung: Das mäßig engnabelige ju- venile Gehäuse ist ein unvollständig erhal- tener Phragmokon. Der Windungsquerschnitt ist hochoval und mit zunehmendem Durch- messer dreieckig. Der Innenbug ist gut aus- gebildet und fast kantig. Der Hohlkiel ist deut- lich und abgesetzt. Die Skulptur setzt bereits auf den Innenwindungen mit leicht retroradi- aten, schwach sichelförmig geschwungenen flachen Rippen ein, welche vor Erreichen des Kiels erlöschen. Bemerkungen: Das vorliegende Gehäuse unterscheidet sich von Dorsetensia romani, D. deltafalcata und D. pinguis durch sein deutlich kleineres N. Nach Nabelweite und Windungs- querschnitt ist das Exemplar Dorsetensia lio- straca zuzuordnen. Die artliche Trennung von D. liostraca, D. subtecta und D. tecta ist bei juvenilen Formen nicht durchführbar (Huf 1968) und auch generell problematisch (Mor- ton 1972). Entsprechend werden die drei For- menkreise z.T. als Unterarten geführt (Ohmert et al. 1995). 214 Fam. Oppeliidae Bonarelli 1894 Unter-Fam. Hecticoceratinae Spath 1925 Gattung Chanasia Rollier 1922 Chanasia (Jeanetticeras) parallelum (Reinecke 1818) Taf. 6/3 Material: 1 Exemplar Fundschicht: Schicht 40, basale Koenigi- Zone, Unter-Callovium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt-Fuchs- berg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q ZIMGP 1222-3 mm mm % mm % mm % PR/SR 34,5 11,1 32 15,0 43 46 16,4 36 16,0 35 9,0 20 1,78 22/36 Beschreibung: Das mäßig weitnabelige Ge- häuse zeigt einen trapezoiden Windungs- querschnitt mit fastigatem, scharfen Kiel. Der Phragmocon reicht bis d=35mm. Daran an- schließend ist noch 1/3 Windung der Wohn- kammer erhalten. Die Skulptur besteht aus kräftigen, schwach prokonkaven Primärrip- pen, welche auf 1/3 Flankenhöhe an einem scharfen Knick in je 1-2 deutlich retrokonkave Sekundärrippen aufspalten. Unmittelbar nach dem Spaltpunkt ist etwa auf der Flankenmitte eine schwache Spiralfurche angedeutet. Die Sekundärrippen enden am Außenbug in längsgestreckte, zugespitzte Knoten, welche auch noch auf der Wohnkammer beständig sind. Bemerkungen: Der vorliegende Fund gleicht dem in Elmi (1967) abgebildeten Exemplaren. Familie Graphoceratidae Gattung Strigoceras Quenstedt 1886 Strigoceras truellei (D’Orb. 1845) Taf. 6/4 Material: 1 Exemplar (leg. A. Pascher, Wel- den bei Augsburg) Fundschicht: Schicht 25 oder Tasche von Schicht 26 in Schicht 25, Ober-Bajocium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt-Fuchs- berg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q ZAP 91/25-1 mm mm % mm % mm % PR/SR 190 18 9 100 53 72 38 1,39 - 140 13 9 77 55 55 39 1,40 - Beschreibung: Der vorliegende Steinkern mit teils erhaltenem Hohlkiel wurde in begrenztem Umfang an der äußeren Flankenhälfte des letzten Umganges ergänzt (Taf. 6/3: weiß um- grenztes Feld). Das relativ breite, oxycone Gehäuse zeigt neben den drei flachen Spiral- furchen eine feine, deutliche Spiralstreifung. Die Windungsbreite ist am gerundeten Innen- bug am höchsten, der Querschnitt ist hoch- trapezoid. Auf der äußeren Flankenhälfte sind im Streiflich flache konkave Bögen einer Sichelberippung erkennbar. Bemerkung: Das untersuchte Exemplar zeigt einen etwas breiteren Windungsquerschnitt bzw ein niedrigeres Q im Vergleich zum Holo- typus. Abgesehen davon sind die Überein- stimmungen vollständig. Strigoceras truellei kommt ausschließlich in der Parkinsoni-Zone vor und ist innerhalb dieser in Frankreich die Densicosta-Subzone begrenzt (Fischer et al. 1994). Die Fundschicht des Exemplares vom Fuchsberg (Schicht 25) wird lithostratigra- phisch als Abschluß des Braunjura δ be- trachtet, ist jedoch stark kondensiert und zu- dem von Taschen des Parkinsonien-Ooliths durchzogen. Fam. Stephanoceratidae Neumayr 1875 Gattung Stephanoceras Waagen 1869 Stephanoceras (Stephanoceras) sp. Taf. 6/5 Material: 1 Exemplar Fundschicht: Basis Schicht 24, Humphriesia- num-Zone, Mittel-Bajocium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt-Fuchs- berg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q Z Z/2 IMGP 1222- 4 mm mm % mm % mm % PR/SR PR/SR 33,2 12,6 38 12,3 37 19,5 59 0,63 26/- 14/39 28,5 11,2 39 10,6 37 18 63 0,59 24/- 13/37 Beschreibung: Das coronate Gehäuse ist 215 mäßig weitgenabelt mit einem breitgerunde- tem Windungsquerschnitt. Grobe, radiale Pri- märrippen spalten bei 50% Flankenhöhe in meist 3 feinere Sekundärrippen, welche den venter in einem leicht konvexen Bogen un- geschwächt überziehen. Bemerkung: Es handelt sich vermutlich um Innenwindungen eines Macroconchs der Gat- tung Stephanoceras, welche eine genauere Bestimmung nicht erlauben. Stephanoceras (Normannites) sp. Taf. 6/6 Material: 1 Exemplar Fundschicht: Schicht 24, 30cm unter Top, Humphriesianum-Zone, Mittel-Bajocium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt- Fuchsberg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q Z Z/2 IMGP 1222- 5 mm mm % mm % mm % PR/SR PR/SR 41,1 13,8 34 15,5 38 24,6 60 0,63 - (17)/42 31,8 11,9 37 12 38 20,3 64 0,59 - Beschreibung: Von dem schlecht erhaltenen Individuum konnten nur Teile der letzten und vorletzten Windung hinreichend präpariert werden. Hier war die Schale ausreichend kompakt, während die angewitterten bröseli- gen Innenwindungen nicht freizulegen waren. Die letzte drittel Windung entspricht der (un- vollständigen) Wohnkammer. Das mäßig eng- nabelige, coronate Gehäuse zeigt eine kräftige, scharfe Primärberippung, welche an spitzen Dornen des Außenbugs in je zwei bis drei Sekundärrippen spaltet. Letztere über- queren den Venter gerade und ohne Schwä- chung. Fam. Sphaeroceratidae Buckman 1920 Gattung Cadomites Munier-Chalmos 1892 Cadomites (Cadomites) deslongchampsi (D’Orb. 1846) Taf. 6/7 Material: 1 Exemplar Fundschicht: Top Schicht 26, Grenze Parkin- soni/Zigzag-Zone, Ober-Bajocium/Unter-Ba- thonium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt-Fuchs- berg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q Z Z/2 IMGP 1222- 6 mm mm % mm % mm % PR/SR PR/SR 37 10,7 29 17,5 47 (20) 54 (0,88) 31/(95) 18/55 30 9,2 31 11,4 38 (17,5) 58 (0,65) - 18/57 Beschreibung: Das mäßig engnabelige Ge- häuse liegt als Mergelkalksteinkern mit Innen- windungen aus bröckeligem, rostigen Calcit vor. Die leicht sinusförmig geschwungene, radiale Berippung spaltet etwa in der Flankenmitte in durchschnittlich drei Sekundärrippen, welche den Venter ungeschwächt überziehen. Die Spaltpunkte zeigen kleine Dornen. Der Quer- schnitt der Windungen ist breit und gerundet. Familie Parkinsoniidae Buckman 1920 Gattung Parkinsonia Bayle 1878 Parkinsonia (Parkinsonia) orbignyiana (Wetzel 1911) Taf. 6/8 Material: 1 Exemplar Fundschicht: Schicht 26, 20cm unter Top, Parkinsoni-Zone, Ober-Bajocium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt-Fuchs- berg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q Z Z/2 IMG P 122 2-7 mm mm % mm % mm % PR/SR PR/SR 47,3 22,2 47 14,3 30 12,3 26 1,16 37/50 20/27 37,8 17,5 46 11,9 31 - - 33/- 19/26 Beschreibung: Das weitnabelige, planulate Gehäuse ist als Steinkern erhalten. Der Win- dungsquerschnitt ist hochtrapezoid. Die radi- alen, scharfen Rippen zeigen bei 2/3 Flanken- höhe Dörchen, an denen sie in proverse SR übergehen. Durchschnittlich jede dritte Pri- märrippe spaltet bifurkat oder wird von einer Schaltrippe begleitet. Die Medianfurche, an der die SR alternierend unter 90° gegen- überstehen, ist zunächst nur undeutlich aus- gebildet. Ab d ≈ 45 mm zeigt sie sich als glattes Band. 216 Bemerkungen: P. orbignyiana ist auf den tieferen Teil der Parkinsoni-Zone (Acris-Sub- zone) beschränkt (Wetzel 1911; Nicolesco 1927). Im Profil Fuchsberg erscheint sie je- doch bereits vor P. rarecostata (Densicosta- Subzone) und belegt damit eine Kondensation der Parkinsoni-Zone. Familie Parapatoceratinae Buckman 1926 Gattung Parapatoceras Spath 1924 Parapatoceras tuberculatum (Baugier & Sauzé 1843) Taf. 7/1 Material: 1 Exemplar (leg. F. Balke, Lindel- burg) Fundschicht: Schicht 37, basale Koenigi- Zone, Unter-Callovium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt-Fuchs- berg, Oberpfalz Maße: Wh Wb Q Z FB 91/37- 1 mm mm pro cm 12 10 1,2 3,2 9,5 8,5 1,1 3,2 Beschreibung: Der unvollständige Steinkern mit abschnittsweise erhaltenen Schalenresten ist auf 5,5 cm Länge erhalten. Der juvenile Gehäuseabschnitt fehlt. Daran schließen sich weitere 2 cm als negativ-Abdruck der rechten Flanke an. Die Kammerung reicht bis 5 cm des erhaltenen Gehäuses (h= 12mm), daran schließt sich die weitgehend verlorengegan- gene Wohnkammer als Mergelkalksteinkern an. Das Gehäuse ist nahezu stabförmig ge- streckt und nur leicht gebogen (gestreckt cyrtocon bis baculicon). Die Rippen sind kräf- tig, weitständig und leicht proradiat. Die Ex- ternseite zeigt auf dem Steinkern zwei kräftige Knotenreihen. Zwischen ihnen sind die Rip- pen geschwächt, jedoch nicht unterbrochen. Auch auf der Internseite sind die Rippen leicht geschwächt. Bemerkungen: Das untersuchte Stück ist stärker entrollt und nahezu gestreckt im Ver- gleich zu P. tuberculatum in Dietl (1978, 1981b). Auch sind die Rippen weniger stark proradiat als bei Dietl (1978, 1981b) angege- ben. Eine zweite, auf dem Außenbug sitzende Knötchenreihe ist bei dem exemplar von Fuchsberg nicht zu erkennen. P. distans ist schwächer entrollt, Knoten und Rippen ver- schwinden im Alter. Heteromorphe Ammoni- ten des Braunjuras sind im Allgemeinen auf tonige Sedimentgesteine ehemaliger Stillwas- serbereiche beschränkt (Dietl 1978, 1981b; Munk 1979), sodaß es sich hier um einen eher seltenen Fund handelt. Fam. Macrocephalitidae Buckman 1922 Macrocephalites (Macrocephalites) sp. Taf. 6/9 Material: 1 Exemplar Fundschicht: Schicht 37, basale Koenigi- Zone, Unter-Callovium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt- Fuchsberg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q Z Z/2 mm mm % mm % mm % PR/SR PR/SR 30, 4,9 16 15,5 51 - - 39/86 21/45 IMGP 1222- 8 22, 4,0 18 12,4 56 11,0 49 1,13 20/44 Beschreibung:Das juvenile Exemplar liegt in Schalenerhaltung vor. Die innersten Windun- gen fehlen. Das leicht hochmündige Gehäuse zeigt eine dichte, feine Berippung mit leicht proradiaten bis leicht sinusförmigen Verlauf. Der Nabel ist eng und tief. Die Primärrippen spalten vorwiegend zweifach, weisen jedoch häufig zusätzliche Schaltrippen auf. Der Win- dungsquerschnitt ist ellipsoidal mit eng ge- rundetem Innenbug. Bemerkung: Bei d = 22 mm ist aufgrund ei- ner Verletzung eine Rippenanomalie im Be- reich des Venters ausgebildet. Macrocephalites (Macrocephalites) sp. Taf. 7/2 Material: 1 fragmentarisches Exemplar Fundschicht: Schicht 40, ?Enodatum- Subzone, Calloviense-Zone, Unter-Callovium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt- Fuchsberg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q Z Z/2 IMGP 1222- 9 mm mm % mm % mm % PR/SR PR/SR (65) - - 33,0 51 34,5 53 0,96 - - Beschreibung: Es liegt etwa 1/3 Umgang eines ehemals ca. 6,5cm großen Phragmo- kons mit Resten einer weiteren, inneren Win- 217 dung vor. Das Fragment ist ein phosphati- scher Steinkern mit dünnen Markasit-Überzü- gen. Flachgedrückze, inm angrenzenden Tonmergelüberlieferte Gehäuseteile gingen bei der Bergung verloren. Die kräftige Berippung erscheint radial und kaum gekrümmt. Die Rippen spalten zwei- bis dreifach. Daneben können Schaltrippen ent- wickelt sein. Bemerkung: Das fragmentarische, juvenile Exemplar erlaubt keine nähere Bestimmung. Fam. Kosmoceratidae Haug 1887 Gattung Kepplerites Neumayr & Uhlig 1892 Kepplerites (Gowericeras) aff. metorchus (Buckman) Taf. 7/3 Material: 1 Exemplar Fundschicht: Schicht 37, basale Koenigi- Zone, Unter-Callovium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt-Fuchs- berg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q Z Z/2 mm mm % mm % mm % PR/SR PR/SR IMGP 1222- 10 (90 33,0 37 31,0 34 - - - - - 48,2 15,5 32 20,0 41 26,0 54 0,77 -/70 20/44 40,7 14,5 37 15,3 37 16,5 41 0,93 - -/33 Beschreibung: Das mühsam präparierte Ge- häuse liegt als oolithischer Mergelkalkstein- kern (Wohnkammerrest) bzw. calcitgefüllter Steinkern (letze Windung des Phragmokons) vor. Die inneren Windungen sind nicht er- halten. Die kräftigen, leicht proradiaten Pri- märrippen spalten auf etwa 40% der Flan- kenhöhe in meist 2 Sekundärrippen und 1-2 zusätzliche Schaltrippen (d = 4-5cm). Die Spaltpunkte werden von kleinen Dornen markiert. Der Windungsquerschnitt ist breit gerundet. Bei d= 4cm ist der Venter noch leicht abgeplattet und zeigt Andeutungen zweier weiterer Dornenreihen. Auf der Wohn- kammer sind die PR leicht prokonkav und spalten bei 37% Flankenhöhe an einem Kno- ten in 3-6 feine, leicht retroverse Sekundär- rippen. Bemerkungen: K. (K.) keppleri (Oppel 1862) ist engnabeliger und zeigt einen gerundet-tri- angularen Windungsquerschnitt. Die Innen- windungen sind bezüglich Ausbildung, Zahl und Bedonung der Spaltpunkte denen von K. (K.) gowerianus ähnlich. Kepplerites (Goweri- ceras) aff. metorchus ist ein Beleg für die basale Koenigi-Zone. Kosmoceras (Gulielmiceras) cf. gulielmi (Sowerby 1821) Taf. 7/4 Material: 1 fragmentarisches Exemplar Fundschicht: Schicht 42, Jason-Zone, Mittel- Callovium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt-Fuchs- berg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q Z Z/2 mm mm % mm % mm % PR/SR PR/S IMGP 1222- 11 (30) - - 13,0 43 9,4 31 1,38 - - Beschreibung: Das phosphatische Bruch- stück umfaßt etwa 1/3 der Wohnkammer eines ehemals ca. 3 cm großen Exemplares. Glaukonitkörner sind im Gestein fein verteilt. Der Windungsquerschnitt ist hochtrapezoid mit gerundetem Innenbug, schwach gewölb- ten Flanken und einem abgeplattetem Venter. Die radialen Umbilikalrippen beginnen mit ei- nem länglichen, radial gestreckten Knötchen am Innenbug. Bei ca. 40% Flankenhöhe spal- ten diese Primärrippen an einem feinen Dörn- chen in je 2-3 feine, leicht prokonkav bis leicht sinusförmig nach vorne geschwungene Se- kundärrippen. Diese münden am Außenbug in feine Knötchen, um gerade und leicht ge- schwächt den Venter zu überqueren. Bemerkung: Bei dem sehr ähnlichem K. (K.) jason erlöschen die Flankendörnchen viel frü- her. Aufgrund dieser noch bei ca. 3cm Ge- häusedurchmesser ausgebildeten Flanken- dörnchen erfolgt die Zuordnung zu K. (G.) gu- lielmii. Das Q des vorliegenden Bruchstückes ist jedoch vergleichsweise niedrig. K. (Sigalo- ceras) enodatum besitzt einen runden bis ovalen Querschnitt. Seine Lateraldörnchen verschwinden bereits bei ca. 1 cm Durch- messer. Familie Cardioceratidae Siemiradzki 1891 Gattung Quenstedtoceras Quenstedtoceras intermissum Buckman 1922 Taf. 7/5 218 Material: 1 Fragment Fundschicht: lose aufgesammelt, Schicht 47, Lamberti-Zone, Ober-Callovium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt- Fuchsberg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q Z Z/2 mm mm % mm % mm % PR/SR PR/S IMGP 1222- 12 (39) - - 14,3 37 9,9 25 1,44 - - Beschreibung: Der Steinkern etwa eine vier- tel Umganges eines ca. 3,9 cm großen Ge- häuses (Phragmokon) liegt vor. Der Win- dungsquerschnitt ist lentikular (lanzettlich). Das Bruchstück zeigt eine leicht unregel- mäßige, deutlich prokonkave grobe Be- rippung. Die Rippen spalten bifurcat auf 2/3 Flankenhöhe oder weisen Schaltrippen auf, welche unter 30° den zugespitzten Venter un- geschwächt passieren. Ein eigentlicher Zopf- kiel ist nicht entwickelt. Bemerkungen: Das beschriebene Bruch- stück (Konkretion) ist das einzige unverdrückt geborgene Individuum aus der an flachge- drückten Quenstedtoceraten reichen Schicht 47 des Profils. Fam. Tulitidae Buckman 1921 Gattung Morrisiceras Buckman 1920 Morrisiceras (Morrisiceras) aff. morrisi (Oppel 1857) Taf. 7/6 Material: 1 Exemplar (Slg. F. Balke, Lindel- burg) Fundschicht: lose aufgesammelt, vermutlich Obergrenze von Schicht 36 (Fundlage aufgrund anheftender Gesteinsreste rekonstruiert), Morrisi-Zone, Mittel-Bathonium. Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt-Fuchs- berg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q Z Z/2 mm mm % mm % mm % PR/SR PR/SR 47 5,5 12 25 53 38 81 0,65 - - FB 91/36- 1 41 4,5 11 20 49 33 80 0,61 - -/25 Beschreibung: Das vorliegende Exemplar ist als phosphatischer, vollständig gekammerter Steinkern erhalten. Das Gehäuse ist sehr engnabelig, cadicon und sehr breitmündig. Der Nabel ist sehr tief, die Nabelwand senk- recht, der Innenbug eng gerundet. Die Flan- ken sind aufgewölbt mit größter Windungs- breite nahe dem Innenbug. Zur Externseite hin ist der Windungsquerschnitt dachartig zu- gespitzt. Ein Kiel ist auf dem Steinkern nicht zu erkennen. Der Windungsquerschnitt ist deutlich breiter als hoch. Die Berippung ist weitständig. Die flachen, radialen Rippen set- zen nahe des Innenbugs als schwache Wellungen ein und verstärken sich deutlich zur Externseite hin, wo sie ihre stärkste Aus- bildung zeigen. Die Rippen ziehen ungespal- ten und gerade über Flanken und Externseite hinweg. Bemerkungen: Das beschiebene Exemplar entspricht dem Morphotyp von Morrisiceras (Morrisiceras) sphaera (Buckman 1920), wel- cher hier als innerartliche Variante von M. morrisi betrachtet wird. Der Ammonit ent- stammt dem unmittelbar Liegenden der Schicht 37, welche eine Ammonoideenfauna der basalen Koenigi-Zone (Unter-Callovium) enthält. Damit ist eine Schichtlücke belegt, welche das Ober-Bathonium und das tiefste Unter-Callovium (Herveyi-Zone) umfaßt. Gattung Bullatimorphites Buckman 1921 Bullatimorphites (Kheraiceras) prahecquensis (Petitclerc) Taf. 7/7 Material: 1 Exemplar Fundschicht: Schicht 37, basale Koenigi- Zone, Unter-Callovium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt- Fuchsberg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q Z Z/2 mm mm % mm % mm % PR/SR PR/S 47, 8,0 17 26,5 56 36,0 76 0,74 -/64 IMGP 1222- 13 37, 1,2 3 17,2 46 42,8 114 0,40 -/38 Beschreibung: Bei dem vorliegenden Exem- plar handelt es sich um einen Phragmocon mit fast vollständig erhaltener Wohnkammer. Der Mundsaum ist jedoch nicht erhalten und Bereiche der Wohnkammer sind leicht ver- drückt. Das Gehäuse ist deutlich sphärocon und zeigt eine stark verengte, egradierende (abgeknickte) Wohnkammer. Die Skulptur be- steht aus schwach prokonkaven, flachen Pri- 219 märrippen, welche in geschwungenem Bogen über den Venter ziehen. Wenige Schaltrippen sind zusätzlich auf dem Venter entwickelt. Die Berippung hält auch auf der Wohnkammer durch, nur daß die Flankenrippen zunehmend abgeschwächt erscheinen. Bemerkungen: Bullatimorphites (Kheraice- ras) prahecquensis ist ein submediterranes Faunenelement und charakterisiert dort die basale Bullatus-Zone (Prahecquensis-Hori- zont in W-Frankreich), welches als Äquivalent der subborealen Koenigi-Zone gilt. Fam. Perisphinctidae Steinmann 1890 Unter-Fam. Zigzagiceratinae Buckman 1920 Gattung Choffatia Choffatia sp. Taf. 7/8 Material: 1 Exemplar Fundschicht: Schicht 37, basale Koenigi-Zo- ne, Unter-Callovium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt-Fuchs- berg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q Z Z/2 IMGP 1222- 14 mm mm % mm % mm % PR/SR PR/S 47, 21,4 45 15,8 33 16,3 34 0,97 33/(66) - 35, 15,7 44 11,5 32 - - - 33/- - Beschreibung: Das mäßig evolute Gehäuse ist als Steinkern aus grauem Fe-oolithischen Mikrit erhalten. Davon wird der letzte halbe Umgang von der unvollständigen Wohnkam- mer eingenommen. Die Innenwindungen lie- gen in Scahlenerhaltunng vor, ließen sich jedoch nur sehr mühsam unter Beschädigung freipräparieren. Die kräftige Berippung ist auf den Innenwin- dungen proradiat (PR), ab d= ca. 3cm radial bis leicht sinusförmig geschwungen. Auf etwas 2/3 Flankenhöhe kommt es zum bifurcaten Aufspalten der PR oder Bildung von Schalt- rippen. Diese Sekundärrippen ziehen retrovers mit einem konkaven Bogen über die runde Externseite hinweg. Parabelrippen sind nicht zu erkennen. Der Windungsquerschnitt ist gerundet. Unter-Fam. Perisphinctinae Steinmann 1890 Gattung Perisphinctes Waagen 1869 Perisphinctes (Dichotomoceras) cf. bifurcatoides Enay 1966 Taf. 7/9 Material: 1 Exemplar Fundschicht: lose aufgesammelt, Schicht 52 (Fundlage aufgrund anheftender Gesteinsreste rekonstruiert), Mittel-Oxfordium Fundort: Straßenaufschluß Neumarkt- Fuchsberg, Oberpfalz Maße: Dm Nw Wh Wb Q Z Z/2 mm mm % mm % mm % PR/SR PR/SR (90) - - 28,0 31 24,0 27 1,17 54,4 22,5 41 19,2 35 18,2 33 1,05 50/ (100) 25/ (50) IMGP 1222- 15 39,7 15,0 38 15,0 38 14,5 37 1,03 46/- 26/52 Beschreibung: Ein 5,5 cm großer Steinkern aus hellem, glaukonitführenden Kalkstein mit Resten einer weiteren Außenwindung (Grenze Phragmokon/Wohnkammer) liegt vor. Stellen- weise sind Schalenreste erhalten. Das Ge- häuse ist evolut und mäßig weitnabelig. Der Windungsquerschnitt verändert sich mit zu- nehmenden Gehäusedurchmesser von breit- gerundet (d = 20 mm) nach hochtrapezoid (d = 90 mm). Die kräftigen, scharfen Primärrip- pen sind zunächst deutlich proradiat (bis d = 20mm), anschließend streng radial. Sie spal- ten am gerundeten bis eng gerundetem Au- ßenbug streng bifurkat in prokonvexe Sekun- därrippen des Venters. Auf der Medianebene sind die SR leicht geschwächt. Zwischen d = 40 mm und 55 mm erscheint die Berippung am weitständigsten. Einschnürungen sind nicht zu beobachten. Bemerkungen: Das Exemplar erinnert an Perisphinctes (Dichotomosphinctes) cf. war- tae in Calloman et al. (1987: Taf. 5/3) aus der tiefern Glaukonitbank von Sengenthal. P. (D.) wartae weist jedoch flache Einschnürungen auf. Gehäuseform und Berippung des vorlie- genden Stückes gleicht aber Periphinctes (Dichotomoceras) bifurcatoides, jedoch zei- gen die radialen Rippen keine deutlichen re- trokonkaven "Haken" am Innenbug. Das Exemplar konnte nicht direkt aus dem An- stehenden entnommen werden, jedoch wur- den ähnliche Bruchstücke sehr häufig in Schicht 52, also dem höheren Teil der Glau- 220 konitbank beobachtet, sodaß der Fund unter Vorbehalt dieser Schicht zugeordnet wird. 7.2 Porifera Poriferen aus dem süddeutschen Dogger ha- ben bisher wenig Beachtung erfahren. Eben- so ist über ihren Beitrag zur Sedimentbildung im süddeutschen Dogger durch Spiculae we- nig bekannt. Kieselschwämme aus dem Par- kinsoni-Oolith (Ober-Bajocium) von Sengen- thal wurden zuerst von Franz & Müller (1988) publiziert und kurz beschrieben. Kästle (1990) führt aus dem Parkinsoni-Oolith von Sengen- thal (Bank 14) Platychonia aff. brodieli Sollas, Calathiscus variolatus Sollas und Emploca ovata Sollas auf, jedoch ohne diese zu be- schreiben. Aus dem Ornatenton der Schwäbi- schen Alb wurden von Riegraf (1986) Schwammnadeln nachgewiesen. Das reich- liche Vorkommen von Spiculae in Schicht 23- 25 (Mittel-Bajocium) sowie vollständiger Indivi- duen in Taschen der Schicht 25 (Ober-Bajo- cium) des hier bearbeiteten Profils Neumarkt- Fuchsberg erschien daher überraschend. Erste Vorkommen von Megaskleren wurden in den Phosphoritknollen des tieferen Braunjura γ festgestellt (Schicht 9). In ihnen finden sich gehäuft nadelartige Pyritaggregate (10-15 µm Durchmesser), welche das Zentralfilament der ehemaligen Skleren nachzeichnen (Taf. 2/5). Neben diactinen Skleren bis über 300 µm Länge konnten auch schlecht erhaltene Hex- actine nachgewiesen werden. Es handelt sich daher vermutlich um am Ort zerfallene Indivi- duen hexactinoser Schwämme. Ab dem mittleren Braunjura δ (Schicht 23) bis in die Taschenfüllungen (Braunjura ε1) der kondensierten Braunjura-δ-Topbank (Schicht 25) finden sich regelmäßig bis gehäuft Skle- ren (Taf. 3/5). Vollständige Schwämme sind nur in den Taschenbildungen erhalten. Es handelt sich um diactine und einzelne tetr- axone Skleren bis über 1 mm Länge bei ei- nem Durchmesser von 50-140 µm. Sie zeigen ein deutliches Zentralfilament und sind durch hellen Calcit ersetzt. Bei winzigen kugelförmi- gen Elementen von 10 µm Durchmesser könnte es sich um Mikroskleren vom Spär- aster-Typ handeln. Diese Schwammreste wer- den unter Vorbehalt zur Ordnung Geodiae ge- stellt. Meist sind die Skleren an Hartgrund- karbonat oder an Bohrungen gebunden, ein Hinweis auf eine Besiedlung von Festsub- straten. Vollständige Schwämme der Taschen (Par- kinsoni-Zone) sind 1 - 2,1 cm groß, oval-ge- drungen in ihrem Habitus, und weisen ein Spongocoel von ca. 2 mm Durchmesser auf (Taf. 4/1). Sie werden von einem scheinbar unregelmäßigen Gerüst aus verwachsenen Skleren aufgebaut und erinnern damit zu- nächst an lithistide Schwämme. Eindeutige Hexactine und regelmäßige rechtwinkelige Elemente belegen jedoch eine Zuordnung zu den Hexactinosa (Taf. 4/1). Das Dermalskelett ist nur stellenweise erhalten und zeigt Rha- xen-artige Elemente. 8. Schlußfolgerungen (1) Anhand der Ammonitenfauna konnten folgende Zonen im Profil Neumarkt-Fuchs- berg belegt werden: Humphriesianum-, Par- kinsoni-, Koenigi-, Jason-, Lamberti- und Bi- furcatus-Zone. Weitere Zonen sind analog dem benachbarten Profil Sengenthal (Callo- mon et al. 1987) vermutlich in kondensierter Form vertreten. Für das Ober-Bathonium und tiefstes Unter-Callovium (Herveyi-Zone) ist biostratigraphisch eine Schichtlücke belegt. (2) Fünf Ooid-Typen können unterschieden werden. Limonit-Ooide mit Schrumpfungsris- sen und Deformationen waren vermutlich pri- mär limonitisch zusammengesetzt und bilde- ten sich in den obersten Zentimetern der Sedimente. Deformierte Limonit-Ooide wur- den in wenig bewegtem Milieu an der Sedi- mentoberfläche bzw. in den obersten Zenti- metern des Sedimentes gebildet. Schrump- fungsrisse gehen auf Hydrolyse und Lösung von SiO2 bei erhöhten pH-Werten im Poren- wasser zurück. Nicht-deformierte Limonit- Ooide und Rindenooide sind primär limonitisch in den Fe-reichen Quarzsandarealen gebildet worden. Wechselnd zusammengesetzte Ooide belegen die enge Nachbarschaft der Bildungsbereiche karbonatischer und limo- nitischer Ooidhüllen. Radial-calcitische Ooide sind vermutlich von benachbarten Quarzsand- arealen umgelagert, in denen sie sich nahe der Sedimentoberfläche bildeten. Der Bil- dungsbereich phosphatischer und glaukoniti- scher Ooide ist unklar. (3) Phasen der Phosphoritbildung sind an transgressive Ereignisse bzw. Meeresspie- gelhochstände gebunden. (4) Die Sedimentabfolge des 13,7 m mächti- gen Mittleren und Oberen Doggers bei Neu- markt spiegelt das Zurückweichen der Kü- stenlinie und die Veränderung der Meeres- strömungen durch das Absinken des Vin- 221 delizisch-Böhmischen Landes wider. Dies be- dingte den Rückgang des grob-siliziklasti- schen Eintrages von der Böhmischen Masse und eine zunehmende absolute Wassertiefe. Der Umschlag von einer Limonit- zu Glauko- nit-charakterisierten Sedimentation spiegelt den zunehmend freien Wasseraustausch zur Tethys im Süden wider. (5) Diskontinuitäten und Kondensationshori- zonte sind im Mittleren und Oberen Dogger der Fränkischen Alb auf transgressive Ereig- nisse zurückzuführen, welche im Falle der Parkinsoni-Zone, der tiefern Koenigi-Zone und der Lamberti-Zone mit eustatischen Meeres- spiegelhochständen korrellieren. Eine erosive Reliefbildung wird für die Obergrenze des "Ei- sensandsteines" postuliert infolge veränderter Meeresströmungen oder einer Regression statt und wurde durch die nachfolgenden "So- werbyi-Sauzei-Schichten" weitgehend nivel- liert. (6) Die einzige gesicherte Regression fand während der Ablagerung der höheren "So- werbyi-Sauzei-Schichten" statt (spätes Unter- Bajocium/frühes Mittel-Bajocium). Tektoni- sche Bewegungen sind möglicherweise im späten Bathonium für Schichtlücken und Mächtigkeitsunterschiede verantwortlich. Ab- gesehen davon spielen kleinräumige tekto- nische Bewegungen keine Rolle. Dank Für die schwierige Präparation eines Großteils der geborgenen Ammoniten möchte ich Herrn Klaus Weiß, Lauf an der Pegnitz, danken. Die Dokumentation zahlreicher Ammoniten war nur durch die Sammeltätigkeit und Präpa- ration durch Herrn Friedhelm Balke, Lindel- burg, Herrn Hartwig Püschel, Pavelsbach, und Herrn Alexander Pascher, Welden bei Augsburg, möglich. Ihnen sei für ihre Unter- stützung herzlich gedankt. Herrn Prof. Dr. Joachim Reitner, IMGP Göttingen, sei für die Unterstützung bei Ansprache der Poriferen- Reste und die kritische Durchsicht des Manu- skriptes sehr gedankt. Herr Dr. Gert Dietl, Naturkundemuseum Stuttgart, möchte ich für Verbesserungen des Manuskriptes, Hinweise zur Bestimmung der Ammonoideen und deren stratigraphische Einordnung danken. 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Schicht 1. - grauer, mäßig oolithischer Mer- gelkalk; häufig Lopha marshi; oben Cte- nostreon proboscideum, Camptonectes auri- tus; Mächtigkeit: 40 cm Schicht 2. - grauer, oolithischer Mergel bis Kalkmergel; Gerölle wie in Schicht 3; häufig kleine und mittelwüchsige Austern (Lopha); Camptonectes auritus; Mächtigkeit: 8 - 10 cm Schicht 3. - harte, hellgraue Mergelkalkbank, wenig oolithisch; Oberfläche wellig (Diskon- tinuität); voll kleiner Schnecken und Muscheln (Cucullea sp., Astarte sp.); vereinzelt Echino- dermenreste; Ctenostreon proboscideum; kleine (bis 1 cm ) Gerölle aus Mergelkalk mit Eisenoxid-Überzug; Mächtigkeit: 7 - 10 cm Schicht 4. - stark oolithischer, gelbbraun-rost- brauner, z.T. ziegelroter Kalkmergel; Oben (oberste 5 - 12 cm): knolliger Mergel- kalk: voll von Austernschalen (Lopha marshi) und Serpuliden; z.T. Eisenoxidkrusten; Par- kinsonia sp., Megateuthis giganteus ventrico- sus, Pholadomya murchisoni, Grammatodon subdecussatus, Modiolus bipartitus, Gresslya gregaria, Coelopsis lunulata; Mitte und unten: Parkinsonia sp., Garantiana (?Pseudogarantiana) sp. (?umgelagert), Me- gateuthis sp. (zerfressene, abgerollte Bruch- stücke), Lopha marshi, Pholadomya murchi- soni, Grammatodon subdecussatus, Astarte depressa, Coelastarte subtrigona), Serpuli- den; In der unteren Hälfte eingelagert: Mergelkalk- schwarten, innen etwas oolithisch, hellgrau, mit Anreicherung kleiner Muschel- und Schneckenschalen, außen mit Eisenoxid- kruste und Austern- und Serpuliden-Bewuchs (=Aufarbeitungsprodukt der Schicht 3); Mächtigkeit: 50 - 55 cm Schicht 5. - stark oolithischer, hellgrauer Mergel; zu unterst häufig Reste korrodierter Austern (Lopha marshi) und Belemniten (Megateuthis sp.); Mächtigkeit: 15 cm Hangendes: stark oolithischer, dunkelviolett- brauner Kalkmergel und Mergelkalk (knollige Schwarten); mindestens 15 cm mächtig; Stratigraphische Interpretation: Das Lie- gende bis Schicht 3 wird dem Braunjura δ zu- geordnet. Letztere wird von einer erosiven Schichtlücke (Diskontinuität) an ihrem Top be- grenzt. Vom südlichen Dillberg konnte ein Bruchstück eines Teloceras blagdeni als Feld- fund aus analogen feinoolithischen Mergelkal- ken geborgen werden. Im Gegensatz dazu besteht der (ca. 1,5 m mächtige?) Braunjura γ im Bereich des Dillberges aus schrägge- schichteten, fossilführenden Kalksandsteinen, die zum Hangenden in feinoolithische, geröll- führende Schill-Kalksandsteine übergehen. Aus letzteren ließen sich als Feldfunde einzel- ne Ammonoideen bergen (Dorsetensia liostra- ca, "Sonninia" sp.). Das Profil setzt deutlich über diesen Schill-Lagen ein. Die Mächtigkeit des Braunjura δ wird hier auf knapp 1 m geschätzt (Hohlweg am SE-Dillberg). Schicht 4 umfaßt den Parkinsonien-Oolith (Braunjura ε1, Ober-Bajocium) sowie in seinem unteren, kondensierten Abschnitt die Garantiana-Zone (oberster Braunjura δ). Schicht 5 sowie das Hangende wird dem Bathonium zugeordnet. Faunistische Belege hierfür fehlen, jedoch repräsentiert der auffällige, stark oolithische, violette Kalkmergel am Top des Profil mög- licherweise ein Äquivalent der Schicht 34 des Profils Neumarkt-Fuchsberg. 228 Tafel 1. Geländeaufnahmen des Dogger-Malm-Profiles Neumarkt-Fuchsberg Fig. 1: Grenzbereich "Eisensandstein"/"Sowerbyi-Sauzei-Schichten" (Schicht 4-5, Braunjura β/γ, Unter-Bajocium). Auf feinkörnige Sandsteine des Braunjura β mit einem Spreitenbau folgt eine konglomeratische Dolomitsandsteinbank und geröllführende sandige Tonmergel der tieferen "Sowerbyi-Sauzei-Schichten". Länge des Hammerstiels 30 cm. Fig. 2: Übersicht des tieferen Aufschlußteiles mit Grenzbereich "Eisensandstein" (Braunjura-β") zu sandigen Tonmergeln der "Sowerbyi-Sauzei-Schichten" (Braunjura γ). Fig. 3: Sandig-siltiger Tonmergel (Schicht 9) der tieferen "Sowerbyi-Sauzei-Schichten". Im oberen Bilddrittel ist eine Phosphoritknollen-Lage erkennbar. Fig. 4: Übersicht des mittleren Aufschlußteiles mit tonigen Kalksandsteinen der höheren "Sowerbyi- Sauzei-Schichten" (Unter-Bajocium), knolligen Fe-oolithischen Mergelkalken des "Humphriesi- anum"- und "Parkinsonien-Ooliths" (Mittleres/Oberes Bajocium) und Fe-oolithischen Mergeln der "Fusca-Württembergica-Schichten" (Bathonium). Fig. 5: Höherer Aufschlußteil mit Top des Ornatentons (Oberes Callovium/Unteres Oxfordium), Glaukonitbank (Mittleres Oxfordium) und Kalk-Mergel-Wechselfolge des Malm α mit kleinen Spongiolith-Biohermen. Plate 1. Field photographs of the Dogger-Malm-section Neumarkt-Fuchsberg Fig. 1. Boundary of "Eisensandstein" to "Sowerbyi-Sauzei formation" (bed 4-5, Brown Jurassic β/γ, Lower Bajocian). Fine-grained sandstones of the Brown Jurassic β (with a feeding trace showing multiple U-shaped structures) are overlain by a conglomeratic dolomitic sandstone bed (base of "Sowerbyi-Sauzei formation") and sandy marls containing cobbles. Length of hammer 30 cm. Fig. 2. Survey of deeper outcrop parts showing the boundary of Brown Jurassic-β-sandstones to sandy marls of the "Sowerbyi-Sauzei formation" (Brown Jurassic γ). Fig. 3. Sandy clay marls (bed 9) of the lower "Sowerbyi-Sauzei formation". The upper third of the picture shows a layer of autochthonous phosphorite nodules. Fig. 4. Generel view of the middle outcrop part. Clay-rich calcareous sandstones of the upper "Sowerbyi-Sauzei formation" (Lower Bajocian) are followed by beds of nodular, iron-oolitic marly limestones of the "Humphriesianum" and "Parkinsoni Oolite" (Middle and Upper Bajocian) and finally by iron-oolitic marls of the "Fusca-Württembergica formation" (Bathonian). Fig. 5. Upper outcrop part showing the top of the Ornatenton formation (Upper Callovian/Lower Oxfordian), followed by the "Glauconite limestone bed" (Middle Oxfordian) and alternating marl- limestone-beds of the Malm α (Upper Oxfordian) containing automikrite-sponge-bioherms. 230 Tafel 2. Mikrofazies und Ooide der "Sowerbyi-Sauzei-Schichten" (Braunjura γ, Unter-Bajocium), Neumarkt-Fuchsberg Fig. 1: Quarzsand-Intraklasten-Pack/Rudstone. Neben Sandsteingeröllen und Limonit-im- prägnierten Echinodermenresten sind auch gelöste Schalenbruchstücke von Bivalven vertreten. Die limonitische Matrix ist von Dolomitrhomboedern durchsetzt. Man beachte auch die skaleno- edrischen Zemente an Echinodermenresten (syntaxial) und innerhalb gelöster Schalenbruchstücke. Basalkonglomerat der "Sowerbyi-Sauzei-Schichten", Schicht 5. Maßstab 1 mm. Fig. 2: Radial-calcitische Ooide mit Quarzkern und limonitisches Ooid mit unregelmäßiger calcitischer Cortex einer Phosphoritknolle der tieferen "Sowerbyi-Sauzei-Schichten" (Quarzsand- Ooid-Wackestone mit Mikrobioklasten). Tonmergel der tieferen "Sowerbyi-Sauzei-Schichten", Schicht 9 Mitte. Maßstab 250 µm. Fig. 3: Quarzsand-Ooid-Wackestone mit Mikrobioklasten. Neben radial-calcitischen Ooiden sind auch solche mit phosphatischen Hüllen vertreten. Schalenbruchstücke sind meist sehr klein (Mikrobioklasten). Tonmergel der tieferen "Sowerbyi-Sauzei-Schichten", Phosphoritknollen aus dem mittleren Teil Schicht 9. Maßstab 250 µm. Fig. 4: Siltführender Mudstone mit Mikrobioklasten. Quarzsilt und winzige Schalenbruchstücke sind vor allem in Bioturbationsgängen angereichert. Tonmergel der tieferen "Sowerbyi-Sauzei- Schichten", Phosphoritknollen aus dem höheren Teil Schicht 9. Maßstab 250 µm. Fig. 5: Nadelartige Pyritaggregate einer Phosphoritknolle der tieferen "Sowerbyi-Sauzei- Schichten" gehen auf Schwamm-Spiculae zurück. Siltführender Mudstone mit Mikrobioklasten. Tonmergel der tieferen "Sowerbyi-Sauzei-Schichten", Phosphoritknollen aus dem höheren Teil Schicht 9, Maßstab 250 µm. Detailausschnitt: Calcitisch erhaltene hexactine Sklere mit pyritis- iertem Zentralfilament und rechwinkeligem Kreuzungsknoten (Pfeil). Maßstab 250 µm. Fig. 6: Pyritsteinkern einer kleinwüchsigen, nodosariiden Foraminifere. Siltführender Mudstone mit Mikrobioklasten. Tonmergel der tieferen "Sowerbyi-Sauzei-Schichten", Phosphoritknollen aus dem höheren Teil Schicht 9. Maßstab 250 µm. Plate 2. Mikrofacies and ooids of the "Sowerbyi-Sauzei formation" (Brown Jurassic γ, Lower-Bajocian), Neumarkt-Fuchsberg Fig. 1: Quartzsand-intraclast-pack/rudstone. Beside of reworked sandstone pebbles and limonit- impregnated echinoderm elements dissolved fragments of bivalves are present. The limonitic matrix contains numerous dolomite rhombs. Basal conglomerate of the "Sowerbyi-Sauzei formation", bed 5. Scale 1 mm. Fig. 2: Radial-calcitic ooids with quartz nucleus and limonitic ooid with irregular calcitic cortex of a phosphorite nodule of the lower "Sowerbyi-Sauzei formation" (microbioclastic quartzsand-ooid- wackestone). Clayey marls of the lower "Sowerbyi-Sauzei formation", middle part of bed 9. Scale 250 µm. Fig. 3: Microbioclastic quartzsand-ooid-wackestone. Beside of radial-calcitic ooids phosphatic ooids are present as well. Clasts of shells are usually very small (microbioclasts). Clayey marls of the lower "Sowerbyi-Sauzei formation", phosphorite nodule of middle part bed 9. Scale 250 µm. Fig. 4: Silty mudstone with microbioclasts. Quartz silt and small shell fragments are enriched within bioturbation traces. Clayey marls of the lower "Sowerbyi-Sauzei formation", phosphorite nodule of upper part bed 9. Scale 250 µm. Fig. 5: Needle-like pyrite aggregates of a phosphorite nodule of the lower "Sowerbyi-Sauzei formation" represent spiculae of sponge. Silty mudstone with mikrobioclasts. Clayey marls of the lower "Sowerbyi-Sauzei formation", phosphorite nodule of upper part bed 9, scale 250 µm. Insert: Calcitic hexactine spicule with pyritic central filament showing a rectangular crossing. Scale 250 µm. Fig. 6: Small nodosariid foraminifera preserved by pyrite. Silty mudstone with mikrobioclasts. Clayey marls of the lower "Sowerbyi-Sauzei formation", phosphorite nodule of upper part bed 9. Scale 250 µm. 232 Tafel 3. Mikrofazies und Ooide des "Humphriesianum-Ooliths" (Braunjura δ, Mittel/Ober-Bajocium), Neumarkt-Fuchsberg Fig. 1: Fe-Ooid-Bioklasten-Wacke/Packstone mit Quarzsand. Die Limonit-Ooide sind vielfach zerbrochen oder deformiert. Ein Teil der Fragmentierung der zerbrechlichen Ooide geht wohl auch auf die intensive Bioturbation zurück. Mergelkalke des tieferen "Humphriesianum-Ooliths", Schicht 21. Maßstab 1 mm. Fig. 2: Deformierte Limonit-Ooide des tieferen "Humphriesianum-Ooliths". Mergelkalke des tieferen "Humphriesianum-Ooliths", Schicht 21. Maßstab 250 µm. Fig. 3: Fe-Ooid-Bioklasten-Wackestone mit Hartgrundklasten. Der Bildausschnitt zeigt die zwei- phasige, angebohrte Randzone eines Gerölles aus feinsandführendem Fe-Ooid-Bioklasten- Wackestone, welcher faziell der liegenden Schicht 21 entspricht. Mergelkalke des mittleren "Humphriesianum-Ooliths", Schicht 23 oben. Maßstab 1 mm. Fig. 4: Limonit-Ooide und Ooidbruchstücke aus einer Taschenfüllung (Fe-Ooid-Mikrobioklasten- Wackestone) der kondensierten Braunjura-δ-Topbank. Das Sediment ist bereits dem Ober- Bajocium (?Garantiana-Parkinsoni-Zone) zuzuordnen. Mergelkalke des höheren "Humphriesia- num-Ooliths", Schicht 25. Maßstab 1 mm. Fig. 5: Fe-Ooid-Bioklasten-Wackestone mit Spiculae. Große, monaxone Schwamm-Nadeln charakterisieren die zunächst gebildeten Anteile der kondensierten Braunjura-δ-Topbank. Mergel- kalke des höheren "Humphriesianum-Ooliths", Schicht 25 Basis. Maßstab 1 mm. Fig. 6: Wechselnd zusammengesetztes Ooid aus der Braunjura-δ-Topbank. Ein limonitisches Ooidfragment wird zunächst von konzentrischen limonitischen Hüllen umgeben. Darauf folgt eine radial-calcitische Cortex. Man beachte die limonitisierten Gruben der Calcitcortex und den limonitisierten abschließenden Rand des Ooids. Mergelkalke des höheren "Humphriesianum- Ooliths", Schicht 25 Top. Maßstab 250 µm. Plate 3. Mikrofacies and ooids of the "Humphriesianum Oolite" (Brown Jurassic δ, Middle/Upper-Bajocian), Neumarkt-Fuchsberg Fig. 1: Fe-ooid-bioclast-wackestone with Quartz grains. The limonitic ooids are frequently broken and deformed. The fragmentation of the ooids may partly result from the intensive bioturbation. Marly limestones of the lower "Humphriesianum Oolite", bed 21, scale 1 mm. Fig. 2: Deformed limonitic ooids. Marly limestones of the lower "Humphriesianum Oolite", bed 21, scale 250 µm. Fig. 3: Fe-ooid-bioclast-wackestone with hardgroundclasts. The section shows a biphasic, bored edge of a reworked ooid-bioclast-wackestone. Marly limestones of the middle "Humphriesianum Oolite", upper part of bed 23. Scale 1 mm. Fig. 4: Limonitic ooids and ooid fragments of a pocket (Fe-ooid-bioclast-wackestone) within the condensed Brown Jurassic-δ-top bed. The sediment is considered to be already Upper Bajocian (?garantiana-parkinsoni-zone) in age. Marly limestones of the upper "Humphriesianum Oolite", bed 25. Scale 1 mm. Fig. 5: Fe-ooid-bioclast-wackestone with spiculae. Large monaxone spiculae of sponge characterize parts of the Brown Jurassic-δ-top bed, which were formed at first. Marly limestones of the upper "Humphriesianum Oolite", base of bed 25. Scale 1 mm. Fig. 6: Limonit ooid of the Brown Jurassic-δ-top bed showing an ooid fragment as nucleus and a final radial-calcitic cortex. Note the limonitized rim and pits of the outermost layer. Marly limestones of the upper "Humphriesianum Oolite", top of bed 25. Scale 250 µm. 234 Tafel 4. Mikrofazies und Ooide des "Parkinsonien-Ooliths" und der "Fusca-Württembergica- Schichten" (Braunjura ε1-ε2, Ober-Bajocium - Bathonium), Neumarkt-Fuchsberg Fig. 1: Hexactinoser Schwamm der Braunjura-δ-Topbank. Links am Bildrand das Spongocoel. Vollständig erhaltene Poriferen fanden sich nur in den Taschenfüllungen (?Garantiana-Parkinsoni- Zone) dieser Bank. Taschenfüllung in Mergelkalken des höheren "Humphriesianum-Ooliths", Schicht 25 Top, Maßstab 1 mm. Detailausschnitt: Hexactine Skleren. Maßstab 250 µm. Fig. 2: Ausschnitt eines stromatolithischen Limonit-Krustenbruchstückes, welches im Topbereich der kondensierten Braunjura-δ-Topbank eingelagert ist. Derartige Krustenüberzüge finden sich sowohl auf der Topfläche wie auf den Innenflächen der Taschen dieser Bank. Sie markieren eine mehrphasige Hartgrundbildung. Mergelkalke des höheren "Humphriesianum-Ooliths", Schicht 25 Top. Maßstab 1 mm. Fig. 3: Limonit-Ooid mit radialen Schrumpfungsrissen und einem Ooid-Bruchstück als Nukleus. Taschenfüllung (?Garantiana-Parkinsoni-Zone) in Mergelkalken des höheren "Humphriesianum- Ooliths", Schicht 25 Top. Maßstab 250 µm. Fig. 4: Fe-Ooid-Mikrobioklasten-Wackestone des basalen Bathonium. Auch hier sind die Ooide rein limonitisch und von deutlichen radialen Schrumpfungsrissen durchzogen. Mergelkalkbank der basalen "Fusca-Württembergica-Schichten", Schicht 27. Maßstab 1 mm. Fig. 5: Fe-Ooid-Mikrobioklasten-Wackestone des mittleren Teiles des Bathonium. Leicht ge- schrumpfte und deformierte Limonit-Ooide zeigen hier eine radial strukturierte Calcit-Cortex. Mergelkalkbank der mittleren "Fusca-Württembergica-Schichten", Schicht 32. Maßstab 1 mm. Fig. 6: Großes Limonit-Ooid aus dem Topbereich des "Parkinsonien-Ooliths". Die deutlichen radialen Schrumpfungsrisse werden von weiteren Limonit-Phasen symmetrisch verschlossen. Grenze "Parkinsonien-Oolith"/"Fusca-Württembergica-Schichten", Schicht 26/27. Maßstab 250 µm. Plate 4. Microfacies and ooids of the "Parkinsonien-Ooliths" and "Fusca-Württembergica- Schichten" (Brown Jurassic ε1-ε2, Upper-Bajocian - Bathonian), Neumarkt-Fuchsberg Fig. 1: Sponge of the Hexactinosa of the Brown Jurassic-δ-top bed. On the left side the spongocoel is visible. Complete specimen of sponge wereonly preserved in pockets (?garantiana- parkinsoni zone) of this bed. Pocket within marly limestones of the upper "Humphriesianum Oolite", top of bed 25. Scale 1 mm. Insert: Hexactine spiculae. Scale 250 µm. Fig. 2: Detail of a limonitic crust fragment, showing a stromatolitic fabric. These crusts are common on top of the condensed Brown Jurassic-δ-top bed and within pockets. They characterize a multiple hardground formation. Marly limestones of the upper "Humphriesianum Oolite", top of bed 25. Scale 1 mm. Fig. 3: Limonitic ooid with radial shrinkage cracks. An ooid fragment serves as nucleus. Pocket (?garantiana-parkinsoni zone) within marly limestones of the upper "Humphriesianum Oolite", top of bed 25. Scale 250 µm. Fig. 4: Fe-ooid-microbioclast-wackestone of the basal Bathonian. The ooids are purely limonitic and show shrinkage features. Marly limestones of the lowermost "Fusca-Württembergica formation", bed 27. Scale 1 mm. Fig. 5: Fe-ooid-microbioclast-wackestone of the middle part of the Bathonian. Slightly shrinked and deformed limonitic ooids show a final radial-calcitic cortex. Marly limestone bed of the middle "Fusca-Württembergica formation", bed 32. Scale 1 mm. Fig. 6: Large limonitic ooid from the top of the "Parkinsoni Oolite". The striking shrinkage cracks are filled symmetrically by further limonitic phases. Boundary "Parkinsoni Oolite"/"Fusca-Württem- bergica formation", bed 26/27. Scale 250 µm. 236 Tafel 5. Mikrofazies und Ooide des "Macrocephalen-Ooliths" (Braunjura ε3, Unter-Callovium) und Weißjura α (Oxfordium), Neumarkt-Fuchsberg Fig. 1: Fe-Ooid-Mikrobioklasten-Wackestone mit Filamenten. Limonit-Ooide zeigen eine ab- schließende radial-calcitische Cortex. Basalbank des "Macrocephalen-Ooliths", Schicht 37. Maßstab 1 mm. Fig. 2: Dünne Schalenfragmente von Bivalven ("Filamente") und Ostracoden der Bank 37. Basalbank des "Macrocephalen-Ooliths", Schicht 37. Maßstab 250 µm. Fig. 3: "Globigerinen" im Glaukonit-Mikrobioklasten-Wackestone der tieferen Glaukonitbank. Glaukonitbank des basalen Weißjura α, Schicht 50 Basis. Maßstab 250 µm. Fig. 4: Glaukonit-Ooid im Glaukonit-Mikrobioklasten-Wackestone der tieferen Glaukonitbank. Glaukonitbank des basalen Weißjura α, Schicht 50 Basis. Maßstab 250 µm. Fig. 5: Kieselschwamm der Ordnung Lychniscosida mit zahlreichen Terebella-Röhren aus einem dm-großen Mikrobialith-Kieselschwamm-Bioherm. Mikrobialith-Kieselschwamm-Bioherm des tiefe- ren Weißjura α, Schicht 56. Maßstab 1 mm. Fig. 6: Undeutlich laminierte Automikritkruste mit mikropeloidalem Gefüge und Terebella-Röhren. Am linken Bildrand ist ein geopetal mit autochthonem Mikrit gefüllter Hohlraum (Bohrung) sichtbar. Mikrobialith-Kieselschwamm-Bioherm des tieferen Weißjura α, Schicht 56. Maßstab 1 mm. Plate 5. Microfacies and ooids of the "Macrocephalus Oolite" (Brown Jurassic ε3, Lower Callovian) and White Jurassic α (Oxfordian), Neumarkt- Fuchsberg Fig. 1: Fe-ooid-microbioclast-wackestone with "filaments". Limonitic ooids show a final radial- calcitic cortex. Basal bed of the "Macrocephalus Oolite", bed 37. Scale 1 mm. Fig. 2: Thin shell fragments of bivalves ("filaments") and ostracods of bed 37. Basal bed of the "Macrocephalus Oolite", bed 37. Scale 250 µm. Fig. 3: "Globigerinids" in a glaucony-bioclast-wackestone. "Glauconitic limestone bed” of the lowermost White Jurassic α, base of bed 50. Scale 250 µm. Fig. 4: Glauconitic ooid in a glaucony-bioclast-wackestone of the lower "glauconitic limestone bed". Lowermost White Jurassic α, base of bed 50. Scale 250 µm. Fig. 5: Siliceous sponge of the order Lychniscosida with numerous Terebella-tubes of a dm-sized microbialite-sponge-bioherm. Lower White Jurassic α, bed 56. Scale 1 mm. Fig. 6: Indistinct laminated microbial crust with micropeloidal fabric and Terebella-tubes. At the left edge of the picture a void (boring) filled with geopetal autochthonous micrite is visible. Microbialite- sponge-bioherm of the lower White Jurassic α, bed 56. Scale 1 mm. 238 Tafel 6. Ammonoideen Fig. 1: Sonniniinae sp. Tiefere "Sowerbyi-Sauzei-Schichten", Neumarkt-Fuchsberg Schicht 9, Laeviuscula- und/oder Sauzei-Zone, Unter-Bajocium, × 3 IMGP 1222-1 Fig. 2: Dorsetensia liostraca BUCKMAN Oberste "Sowerbyi-Sauzei-Schichten", südlicher Dillberg, tiefere Humphriesianum-Zone, Mittel- Bajocium, × 1 IMGP 1222-2 Fig. 3: Chanasia (Jeanetticeras) parallelum (Rein.) "Macrocephalen-Oolith", Neumarkt-Fuchsberg Schicht 37, basale Koenigi-Zone, Unteres Callo- vium, × 1 IMGP 1222-3 Fig. 4: Strigoceras truellei (D’Orb.), weiß umrandeter Bereich ergänzt. Top "Humphriesianum-Oolith" (kondensiert), Neumarkt-Fuchsberg Schicht 25, Parkinsoni-Zone, Oberes Bajocium, × 0,62 Slg. A. Pascher Fig. 5: Stephanoceras (Stephanoceras) sp. "Humphriesianum-Oolith", Neumarkt-Fuchsberg tieferer Teil Schicht 24, Humphriesianum-Zone, Mittleres Bajocium, × 1 IMGP 1222-4 Fig. 6: Stephanoceras (Normannites) sp. "Humphriesianum-Oolith", Neumarkt-Fuchsberg tieferer Teil Schicht 24, Humphriesianum-Zone, Mittleres Bajocium, × 1 IMGP 1222-5 Fig. 7: Cadomites (Cadomites) deslongchampsi (D’Orb.) Grenze "Parkinsonien-Oolith"/"Fusca-Württembergica-Schichten", Neumarkt-Fuchsberg Top Schicht 26, Parkinsoni/Zigzag-Zone, Oberes Bajocium/Unteres Bathonium, × 1 IMGP 1222-6 Fig. 8: Parkinsonia (Parkinsonia) orbignyiana Wetzel "Parkinsonien-Oolith", Neumarkt-Fuchsberg tieferer Teil Schicht 26, Parkinsoni-Zone, Oberes Bajocium, × 1 IMGP 1222-7 Fig. 9: Macrocephalites (Macrocephalites) sp. "Macrocephalen-Oolith", Neumarkt-Fuchsberg Schicht 37, basale Koenigi-Zone, Unteres Callo- vium, × 2 IMGP1222-8 240 Tafel 7. Ammonoideen Fig. 1: Parapatoceras tuberculatum (Baugier & Sauzé) "Macrocephalen-Oolith", Neumarkt-Fuchsberg Schicht 37, basale Koenigi-Zone, Unteres Callo- vium, × 1 Slg. F. Balke Fig. 2: Macrocephalites (Macrocephalites) sp. "Macrocephalen-Oolith", Neumarkt-Fuchsberg Schicht 40, Calloviense-Zone, Unteres Callovium, × 1 IMGP 1222-9 Fig. 3: Kepplerites (Gowericeras) aff. metorchus (Buckman.) "Macrocephalen-Oolith", Neumarkt-Fuchsberg Schicht 37, basale Koenigi-Zone, Unteres Callovium, × 1 IMGP 1222-10 Fig. 4: Kosmoceras (Gulielmiceras) cf. gulielmi (Sow.) "Ornatenton", Neumarkt-Fuchsberg Schicht 42, Jason-Zone, Mittleres Callovium, × 1,5 IMGP 1222-11 Fig. 5: Quenstedtoceras intermissum Buckman "Ornatenton", Neumarkt-Fuchsberg Schicht 47 (lose aufgesammelt, Fundlage aufgrund anheftender Gesteinsreste rekonstruiert), Lamberti-Zone, Oberes Callocium, × 1,5 IMGP 1222-12 Fig. 6: Morrisiceras aff. morrisi (Oppel) "Fusca-Württembergica-Schichten", Neumarkt-Fuchsberg Top Schicht 36 (lose aufgesammelt, Fundlage aufgrund anheftender Gesteinsreste rekonstruiert), Morrisi-Zone, Mittleres Bathonium, × 1 Slg. F. Balke Fig. 7: Bullatimorphites (Kheraiceras) prahecquensis (Petitclerc) "Macrocepahlen-Oolith", Neumarkt-Fuchsberg Schicht 37, basale Koenigi-Zone, Unteres Callo- vium, × 1 IMGP 1222-13 Fig. 8: Choffatia sp. "Macrocepahlen-Oolith", Neumarkt-Fuchsberg Schicht 37, Koenigi-Zone, Unteres Callovium, × 1 IMGP 1222-14 Fig. 9: Perisphinctes (Dichotomoceras) cf. bifurcatoides Enay höherer Teil der Glaukonitbank des basalen Weißjura α, Neumarkt-Fuchsberg Schicht 52 (lose aufgesammelt, Fundlage aufgrund anheftender Gesteinsreste rekonstruiert), Bifurcatus-Zone, Mittleres Oxfordium, × 1 IMGP 1222-15