Nach der Felssturzhalde wird ein Bereich betreten, in dem splittrige Steinchen unter den Sohlen knirschen. Es handelt sich hier um die gut gebankten, roten Radiolarite der Ruhpolding-Formation. 

Radiolarite

Radiolarite sind ein interessantes Gestein: Sie verraten, wie tief das Meer am Ort und zur Zeit ihrer Entstehung war! Weit draussen in den Ozeanen kommt kaum noch feinste Tontrübe vom Festland an. Hier schweben fast nur noch die Gehäuse- oder Skelettreste abgestorbener Meerestiere zu Boden. Kalk löst sich aber bei hohem Druck vollständig auf. Das heisst, dass in großen tifen des Meeres keine kalkigen Fossilien mehr vorkommen. Was dann noch übrigbleibt sind die Reste von abgestorbenem Plankton mit einem Skelett aus Kieselsäure: Radiolarien. Im oberen Jura – vor rund 160 Mio. Jahren – lag die Tiefe der Kalklösung bei 2.000 bis 3.000 m unter dem Meeresspiegel!

Etwa eine halbe Stunde nach dem Aufbruch biegt der Pfad in Wiesengelände rechtwinklig nach links ab und tieft sich gleich darauf zwischen Büschen in lehmigen und rutschigen Boden ein. Das liegt an der Verwitterungsanfälligkeit der darunterliegenden Gesteine der Allgäu-Formation. Die Allgäu-Formation besteht aus einer Wechselfolge von dunklen Mergelsteinen und Kalksteinen. In den Bacheinschnitten sind diese Gesteine gut erkennbar.  Mergelstein ist eine Mischform zwischen Kalk- und Tonstein: Er enthält sowohl Kalk als auch Ton.

Zum Talschluss des Bärgündeletals zu werden gewaltige Hangschuttmassen gequert. Die Bachüberschreitung und der Anstieg zur Schönberghütte verläuft wieder in Schichten der Allgäu-Formation.

Hier trennen sich roter und violetter Weg der Via Alpina. Wir bleiben auf dem violetten Weg, der unterhalb von Schneck und Rotkopf vorbei zum Laufbacher Eck hoch führt.

Von der Schönberghütte geht der Blick zurück auf die bisherige Wegstrecke. Der Weg führte unterhalb des Wiedemerkopfs durch grasiges Gelände in den Radiolariten der Ruhpolding-Formation. Bei den dunklen Gebüschen im Grashang begann die Schichtfolge der Allgäu-Formation und zuletzt verlief der Wanderweg auf jungen Schutthalden, die hauptsächlich aus dem Hauptdolomit der darüberliegenden, hellen Felswände bestehen. Diese Felswände mit ziemlich wild verfaltetem Gestein gehören zur Lechtal-Decke. Die Grenze zur darunterliegenden Allgäu-Decke liegt dort, wo am Wandfuß die Wiesenhänge beginnen. Stellenweise ist die Deckengrenze von Hangschutt bedeckt.

In Felswand und Wiesenhang unter dem Kreuzkopf liegt Hauptdolomit (ca. 215 Mio. Jahre alt) in der Lechtal-Decke auf Allgäu-Formation (ca. 190 Mio. Jahre alt) in der Allgäu-Decke.

Decken

Wenn sich relativ dünne Gesteinspakete kilometerweit übereinandergeschoben haben, spricht der Geologe von Decken. Benannt werden die Decken nach der Region, wo sie die größte Verbreitung haben: Allgäu-Decke im Allgäu, Lechtal-Decke im Lechtal. Die Lechtal-Decke liegt über der Allgäu-Decke und ist hier die höchste eines ganzen Stapels von Decken. Als höchste Decke wurde sie auch bereits kräftig von der Verwitterung abgetragen und hat daher im Allgäu keine weite Verbreitung mehr. An der Deckengrenze (Überschiebungsbahn) liegt das älteste Gestein der oberen Decke über dem jüngsten Gestein der unteren Decke.

In allen Decken des Stapels bis hinunter zur Auflage auf dem kristallinen Grundgebirge der Kontinentplatte Europa treffen wir gleich alte Gesteine an. Nur dass die unterste Gesteinsfolge auf dem Grundgebirge am Ort ihrer Entstehung liegt, während die Decken darüber jeweils von weiter südlich herangeschoben wurden. Die jüngste Decke ist gegenüber ihrem tiefen Untergrund über mehrere 100 km herantransportiert worden: vom Rand der Kontinentplatte Afrika. 

20 Minuten bergauf von der Schönberghütte liegt an der Zwerenwand der weitere Weg bis zum Laufbacher Eck gut sichtbar vor dem Wanderer. Die Gesteinsschichten sind hier in Form einer Mulde verbogen.

Was bei einer Welle Berg und Tal ist, ist bei einer Falte in der Geologie Sattel und Mulde. Hat die Verwitterung und Abtragung die Falte später einmal eingeebnet, dann ist die Mulde noch immer daran zu erkennen, dass im Kern jüngere Schichten liegen, die von älteren umgeben sind; umgekehrt beim Sattel.

Hier liegen im Kern der Mulde weiche, mergelige Gesteine aus der Schrambach-Formation (ca. 130 Mio. Jahre alt) der frühen Kreidezeit. Diese weichen Gesteine ziehen den Hang hoch und bilden zwischen Schneck und Rotkopf eine Einkerbung in der Felswand.

Wir stehen hier auf den älteren Kalksteinen der Ammergau-Formation des späten Jura (ca. 150 Mio. Jahre), die wir nach der Durchquerung des Muldenkerns auf der anderen Talseite wieder antreffen.

Relativ reine Kalksteine wie die der Ammergau-Formation verkarsten gut, d.h. sie werden von kohlesäurereichen Wässern gut angelöst. Neben tiefen Lösungsspalten treten auch Kleinstformen – hier sogenannte Spitzkarren – auf.

Im steilen Pfad hinauf zum Laufbacher Eck ist unter den Schuhen wieder das bekannte Knirschen der Radiolarite der Ruhpolding-Formation zu hören.

Bei der verdienten Rast am höchsten Punkt der Etappe (2.132 m) lohnt sich der Blick zurück auf ein klassisches Panorama der Alpengeologie mit dem Hochvogel (2.592 m) im Mittelpunkt. Nirgendwo in den bayerischen Alpen ist die Grenze zweier Decken so deutlich und auf so große Erstreckung zu sehen. Deshalb haben Geologen in den letzten 150 Jahren vielfach darüber diskutiert und die Ansicht skizziert. Die jüngste dieser „Skizzen“ wurde aus der Kombination von digitalem Geländemodell und geologischer Karte erstellt.

Der Blick nach Westen vom Laufbacher Eck aus zeigt den weiteren Wanderweg unter dem Lachenkopf vorbei bis zum Schochen.

Unterhalb des Lachenkopfs macht lehmiger Boden aus der Verwitterung von Mergeln der Allgäu-Formation die Begehung der Etappe bei Nässe heikel!

Kurz danach wird ein Felsriegel aus Oberrhätkalk auf einem drahtseilversicherten Band gequert. 

Die nachfolgende Kössen-Formation besteht aus bräunlichen Mergelsteinen und dunklen Tonsteinen mit Kalksteinbänkchen. Auf den Mergelsteinen wittern stellenweise Schnüre des Minerals Pyrit heraus. Der Pyrit, ein Eisensulfid, ist oberflächlich zu braunem Limonit verwittert. Feinverteiltes Eisen ist auch für die bräunliche Gesteinsfarbe verantwortlich. Einige der Bänkchen innerhalb der Formation sind ganz aus Schalen und Schalenbruchstücken von Muscheln – Muschelschill – aufgebaut.

Dort, wo der Weg nicht mehr ausgesetzt ist, lohnt es sich stehenzubleiben und das Panorama im Süden zu betrachten. Auf der Gratschneide in Bildmitte liegt die Typlokalität der Allgäu-Formation. Eine Typlokalität ist der Ort, an dem eine Gesteinsformation erstmals genau beschrieben und mit einem Namen belegt wurde. Wie am Schneck sind auch an der Höfats die hellen Felswände und die grasigen Spitzen aus Kalksteinen der Ammergau-Formation aufgebaut. 

Zwischen Lachenkopf und Schochen verläuft der Wanderweg eine Zeit lang auf in den Hang hinein geneigten Schichtflächen. Diese gut gebankten Kalksteine sind typisch für den Plattenkalk.

Die geologische Situation am weiteren Weg unterhalb des Schochens zeigt das Foto. Vor allem im Übergangsbereich von Kössen-Formation und Oberrhätkalk sind Kalkbänke mit Korallen und Muschelschill zu sehen.

Unterhalb des Großen Seekopfes fallen am Weg Rotkalke auf, die in graue Kalksteine der Allgäu-Formation eingeschaltet sind.

Der Seealpsee ist ein Geotop, denn er zeigt besonders schön eine vom Gletscher ausgeschliffene Karmulde mit Karsee und mit einem erhöhten Karriegel zum Tal hin. Hier hat eine geologische Mulde mit weichen Schichten der Allgäu-Formation im Kern die Ausräumung des Karbodens erleichtert.

Beim Klammeingang erläutert eine Infotafel die Entstehung eines der schönsten Geotope Bayerns. Die Klamm ist 700 Meter lang, die senkrechten Wände reichen bis zu 86 Meter in die Höhe. Die  Kalke der Partnachklamm wurden vor etwa 240 Millionen Jahren am Beckenrand eines Ozeans abgelagert und gehören zur Reifling-Formation. Im Verlauf der alpinen Gebirgsbildung wurden sie gefaltet und im Bereich der Partnachklamm herausgehoben.  Nach dem Rückzug des Eises im Bereich von Graseck vor ca. 12.000 Jahren, schnitt sich die Partnach senkrecht in die harten Kalkbänke der Reifling-Formation ein, wodurch die eindrucksvolle Klamm entstand).

Reifling-Formation

Die Kalksteinabfolgen bestehen aus dünn- bis seltener mittelbankigen, zumeist hellgrau anwitternden, verfestigten Kalkschlamm (Mikriten). Die Bankoberseiten sind wellig und unregelmäßig („Reiflinger Knollenkalke“), können daneben auch ebenflächig sein („Reiflinger Bankkalke“). Sie wurden vor etwa 244 – 237 Millionen Jahren abgelagert, ungefähr zeitgleich mit dem Wettersteinkalk, den wir aber erst später bei der Bockhütte erreichen und erklären. Die Reifling-Formation wurde nicht im  Flachwasser sondern am Rand des Tethys-Ozeanbeckens gebildet.

Vor etwa 239 bis 236  Millionen Jahren kam es zur Ablagerung von feinkörnigen bis tonigen Sedimenten, aus denen die Tonmergel- und Kalksteine der Partnach-Formation entstanden. Sie wurden zeitgleich mit den Gesteinen der Reifling- und Wetterstein-Formation abgelagert, allerdings in tieferen, sauerstoffarmen Beckenbereichen des Tethys-Meeres, worauf die dunkle Gesteinsfarbe als auch feinverteilte Pyrit-Würfel schließen lassen. Eine Grafik zeigt die unterschiedlichen Ablagerungsräume der Partnach-, Reifling- und Wetterstein-Formation.

Diese Gesteine der Partnach-Formation sind etwa 200 Meter nach dem südlichen Ausgang der Klamm am gegenüberliegenden Ufer der Partnach zu sehen. Der Aufschluss ist als Geotop im UmweltAtlas Bayern gelistet.

Nach den Gesteinen der Partnach- und Reifling-Formation erreichen wir nach etwa 2 Kilometern entlang der Partnach die jüngeren Gesteine des Schindeltalschrofen, bestehend aus Hauptdolomit. Der Hauptdolomit wurde unter subtropischen Bedingungen vor etwa 230 bis 215 Millionen Jahren in einem Wattenmeer abgelagert.

Die steilen Felshänge, bizarren Türmchen und mächtigen Schuttablagerungen des Schindeltalschrofens auf der linken, anderen Seite der Partnach fallen sofort auf. Diese Formen und Ablagerungen sind charakteristisch für den Hauptdolomit, der kurz darauf auch rechts direkt an der Straße zu sehen ist. Typisch ist seine brüchige Struktur und entsprechend starke Zerklüftung. Dadurch ist der Hauptdolomit verwitterungsanfällig und bildet große Schuttfächer.

Kurz nachdem die Hauptdolomithänge passiert wurden, geht es nun in zwei Kehren bergauf. Man verlässt das Tal der Partnach bis man nach weiteren zwei Kilometern die Hinterklamm erreicht.

Hier hat sich die Partnach tief in die Schichten des Raibler Kalkes der Raibl-Formation eingeschnitten. Die Raibl-Formation repräsentiert eine flachmarine zyklische Abfolge aus Meeresrückzug (festländisch beeinflusste Sedimentation mit Ton- und Sandsteinen) und -vorstoß (Kalke) mit zum Teil abgeschnürten Becken, in denen bei subtropischem Klima das Meerwasser eindampfte. Auch hier herrschten Bedingungen wie in der heutigen Karibik. Es entstanden örtlich Gips- und Dolomitgesteine. Wo später Wasser den Gips aus dem Gestein löste, blieben Dolomitbreccien und löchrige Rauhwacken zurück.

Die Kalksteine der Hinterklamm erscheinen durch die Beimischung von organischem Material stellenweise etwas dunkler als der helle Wettersteinkalk, der die meisten umliegenden Gipfel aufbaut. Die Raibl-Formation entstand im älteren Abschnitt der Obertrias (Karnium) von etwa 236 bis 227 Millionen Jahren. Sie ist somit älter als der Hauptdolomit, aber jünger als der Wettersteinkalk. 

Von der Hinterklamm geht es weiter zur Bockhütte. Kurz vor der urigen Bockhütte mündet die Via Alpina vom Schachen kommend in den Weg. Nun sind wir im Wettersteinkalk angekommen.

Wettersteinkalk

Das Gestein, aus dem die meisten Gipfel im Wettersteingebirge bestehen, wird nach diesem Gebirge „Wettersteinkalk“ genannt. Es wurde in einem flachen Meer vor etwa 244 bis 232 Millionen Jahren gebildet. Der Wettersteinkalk entstand südlich seiner heutigen Lage in einem tropisch bis subtropischen Meer aus den versteinerten Schalen abgestorbener Lebewesen und Skelettresten der ehemaligen Riffbewohner. Mit der Zeit türmten sich Schalen über Schalen, die untersten wurden meist bis zur Unkenntlichkeit zusammengepresst. Manchmal aber blieben die ehemaligen Meeresbewohner noch als Fossilien erkennbar. Im Wettersteinkalk gibt es beispielsweise Reste von riffbildenden Grünalgen und Blaualgen. Die bis 1.500 Meter dicken Schichten bauen den größten Teil des Wettersteingebirges auf. Der Wettersteinkalk gehört mit dem magnesiumreicheren Wettersteindolomit zur Wetterstein-Formation.

Der Weiterweg auf der offiziellen Trasse der Via Alpina verläuft nun im Reintal, einem durch Gletscher geformten Trogtal. Wir sind nun in der Eiszeit angekommen. Auf beiden Seiten der Partnach ragen die teilweise senkrechten Felswände aus Wettersteinkalk empor. Durch die Steilheit der Wände kommt es zur Erosion in den Felswänden und Gipfelpartien und zur Anhäufung von Material im Bereich des Talbodens. Auf dem Weg sind daher Massenbewegungen, wie Hangschutt, Murkegel, Schuttkegel, Bergstürze und Schwemmfächer zu sehen. 

Einige Sturzmassen im Reintal haben sogar „Berühmtheit“ erlangt.

Dieser um das Jahr 1800 durch einen Bergsturz aus Wettersteinkalk aufgestaute See – einst das landschaftliche Juwel des Reintals mit glasklarem blauem Wasser – wurde im August 2005 während eines zweitägigen Unwetters vollständig verfüllt. So ist kleine Paradies, das durch einen Bergsturz entstanden ist, durch eine Sedimentschüttung wieder verschwunden.

Bei diesem Bergsturz, ebenfalls aus Gesteinen des Wettersteinkalks, donnerten vor etwa 500 Jahren 2,8 Millionen Kubikmeter Fels ins Tal und stauten damals ebenfalls die Partnach zu einem See, der ehemaligen Hinteren blauen Gumpe, auf.

Mehr zu Massenbewegungen ist zu erfahren unter: https://www.lfu.bayern.de/geologie/massenbewegungen.

Kurz vor der Reintalangerhütte kommen wir zur nächsten geologischen Besonderheit. Wir sind zwar immer noch im Wettersteinkalk, also in der Karibik, erreichen aber wieder die Eiszeit.

Hier quert die Via Alpina eine späteiszeitliche Endmoräne („Reintalanger-Stand“). Im Gegensatz zum heutigen Schneeferner, der das oberste Zugspitzplatt bedeckt, reichte der Partnachgletscher vor etwa 11.000 Jahren noch bis hier herab. Der Gletscher häufte am Rand den mitgeführten Gesteinsschutt in Form von Moränenwällen auf. Moränenablagerungen bestehen aus unsortierten Gesteinsmaterial verschiedener Korngrößen bis zu großen Blöcken. Im Moränenwall am Weg ist dies gut sichtbar. Am Höchststand der letzten Eiszeit (Würm) vor etwa 20.000 Jahren wurde das Wettersteinmassiv von zwei großen Ferneisströmen umflossen, dem Werdenfelser Eisstrom im Osten und dem Fernpass-Eisstrom im Westen. Das Reintal selbst wurde aber nur durch die lokalen Gletscher der Zugspitze und der seitlichen Kare überformt.

Vom Moränenwall ist es schließlich nicht mehr weit zur Reintalangerhütte. Kurz nach der Hütte teilen sich die Wege, die später wieder ineinander münden. Beide führen zum Talschluss des Reintals, zum Oberen Anger.

Folgt man kurz nach der Reintalangerhütte Richtung Zugspitze dem rechten Pfad, kommt man zum Partnachursprung. Der Partnachursprung ist eine der größten Karstquellen in den Bayerischen Alpen. Sie liegt im Wettersteinkalk und –dolomit. Das Einzugsgebiet ist das höchstgelegene Karstgebiet Deutschlands, das Zugspitzplatt. Bei der Lösung des in der Luft enthaltenen Kohlenstoffdioxids durch Regentröpfchen entsteht Kohlensäure. Durch die im Niederschlagswasser enthaltende Kohlensäure, die in Fugen, Klüfte und Spalten eindringt, wird der Kalk gelöst (Kohlensäureverwitterung) und ein unterirdisches System von Hohlräumen entsteht (Verkarstung). Durch zahlreiche Risse und Spalten dringt das Niederschlags- und Schmelzwasser in das Karstsystem ein, fließt durch unterirdische Kanäle ab und tritt beim Partnachursprung zutage. Die Quelle ist als Geotop im UmweltAtlas Bayern gelistet.

Der Obere Anger wird bis heute von unterschiedlichen Massenbewegungen geformt, wie Lawinenabgängen und Steinschlägen. Hier ereignete sich 1920 ein großer Felssturz, der aber bereits wieder dicht bewachsen und nur aufgrund seines Reliefs noch erkennbar ist.

Der Weg steigt nun steil bis zur Knorrhütte an. Typisch für die Verkarstung sind nicht nur Höhlensysteme wie beim Partnachursprung erwähnt sondern auch Karrenfelder an der Oberfläche, die am Rand des Weges zur Knorrhütte, besonders ausgeprägt aber am Zugspitzplatt erkennbar sind. Karren sind mehr oder weniger parallele Rinnen und Rippen in der Gesteinsoberfläche. Bei Niederschlag wird in den Rinnen Kalk gelöst, so dass das Relief immer größer wird. Sogar im Anbau der Knorrhütte können Karren studiert werden. Hier hat man die Hütte um die Felsen gebaut.

Von der Knorrhütte folgt man nun nicht mehr der Via Alpina nach Ehrwald sondern den Wegweisern zum Sonn-Alpin bzw. zur Zugspitze. Gleich hinter der Hütte wird es nochmals kurz steil, dann zieht der Steig über die weitläufige „Mondlandschaft“ des Zugspitzplatts zum flachen Karboden mit der Seilbahnstation Sonn-Alpin.

Der Weg verläuft auch weiterhin bis zum Gipfel im Wettersteinkalk. Von Sonn-Alpin könnte man auch die Seilbahn zum Gipfel nehmen. Zu Fuß geht es von der Station über einen steilen Geröllhang zum Schneefernerhaus (http://www.schneefernerhaus.de). Hier ist die Umweltforschungsstation Schneefernerhaus (UFS), das Zentrum für Höhen- und Klimaforschung in Bayern, beheimatet.

Schon gewusst?

Aufgrund der Klimaerwärmung wird der dauernd gefrorene Untergrund (Permafrost) immer weiter auftauen. Mehr Rutschungen, Steinschläge und Felsstürze sind die Folge. Um Veränderungen des Permafrosts dokumentieren zu können, wird der Zugspitzbereich untersucht, unter anderem von Geologen des Landesamts für Umwelt. Zu diesem Zweck wurden in einer Bohrung am Gipfel und in einem Tunnel beim Schneefernerhaus Messpunkte installiert. Die Erkenntnisse von der Zugspitze können auch auf andere Gipfel der Nordalpen übertragen werden. Mehr zum Thema Permafrost erfahren Sie unter: https://www.lfu.bayern.de/geologie/permafrost.

Am Schneefernerhaus beginnen die Felsen. Der Weg ist jetzt stellenweise mit Drahtseilen gesichert und führt dann zum Grat. Hier stoßen wir auf interessante Muster.

Der Wettersteinkalk wurde vor etwa 240 Millionen Jahren in einem subtropisch-warmen Meer mit Lagunen und Riffen gebildet. Die Landschaft ähnelte der in der heutigen Karibik. Hier am Grat ist der Wettersteinkalk als Riffkalk ausgebildet. Die Riff-Hohlräume wurden später mit Calcit verfüllt und zeigen dezimetergroße, runde Strukturen.

 Weiter geht es über den Grat zum Zugspitzgipfel mit seinem berühmten Gipfelkreuz und dem Münchner Haus, in dem man bei vorzeitiger Reservierung übernachten kann. Vom Gipfel hat man bei schönem Wetter einen wunderbaren Rundum-Blick.

Bayern hatte einen 3000er! Bis sich vor etwa 3.750 Jahren der größte Bergsturz in Bayern ereignete. Damals brach der vermutlich 3.050 Meter hohe Gipfel der Zugspitze urplötzlich ab. Der Blick vom Gipfel zum Eibsee erlaubt eine gute Übersicht über die Ausdehnung der Eibsee-Bergsturzmassen. Ungeheure Felsmassen schossen ins Tal und türmten sich so hoch wie zehnstöckige Häuser!  Noch heute zeugen riesige Felsblöcke von diesem Ereignis.

Tipp

Ein geologischer Wanderweg von Grainau zum Eibsee führt durch das Bergsturzgelände.

Die weitläufige Einmuldung des Zugspitzplatts wurde vor allem durch die eiszeitlichen Gletscher geformt. Vor 11.000 Jahren strömte noch ein gewaltiger Gletscher von der Zugspitze talwärts. Er schmirgelte den Untergrund regelrecht platt – so erklärt sich der Name des Zugspitzplatts. Zeugen der früheren Gletscherausdehnung sind Moränen und Gletscherschliffe. Letztere entstanden als schuttbeladenes Eis über die Kalksteinrücken hinweg floss, wobei es seine schleifende und polierende Wirkung entfaltete. Es blieben Rundhöcker und polierte Flächen mit typischen Schrammen zurück, die die Bewegungsrichtung von am Grund des Eises eingefrorenen Steinen anzeigen.

Mit dem Einsetzen der heutigen Warmzeit begann der Gletscher immer mehr zu tauen. Insbesondere in den letzten Jahrzehnten wurden große Teile des obersten „Plattes“ eisfrei. Hier befinden sich mit dem Nördlichen und dem Südlichen Schneeferner die spärlichen Reste des einstigen Partnachgletschers. Der Nördliche Schneeferner ist als Geotop im UmweltAtlas Bayern gelistet. Die ungewöhnlich schnelle Klimaerwärmung beschleunigt das Auftauen rasant: In wenigen Jahrzehnten ist die Zugspitze ohne Gletschereis!

Nach der tollen Aussicht und einer Einkehr geht es zurück ins Tal. Falls über das Höllental abgestiegen wird, kann noch ein Abstecher zum ehemaligen Bergwerk bei den Knappenhäusern gemacht werden.

Schon gewusst?

Nach Funden von Bleiglanz und Wulfenit (Gelbbleierz) wurde 1826 im Höllental unterhalb der Zugspitze Deutschlands höchstgelegenes Bergwerk eröffnet. Während des 1. Weltkriegs war Molybdän für die Stahlproduktion sehr gefragt; 1918 wurde der Betrieb eingestellt. Heute erinnern noch die Knappenhäuser an den Bergbau. In der Gesteinssammlung des Landesamts für Umwelt sind seltene Erzbrocken aus der Anfangszeit des Bergbaus erhalten.

Das Bergwerk im Höllental wurde bereits 1840 erstmals von amtlichen bayerischen Geologen im Rahmen der „Geognostischen Untersuchung des Gebirgszuges zwischen Werdenfels und dem Bregenzer Walde“ besucht. Tagebücher und Skizzen davon sind im Archiv des Landesamts für Umwelt erhalten. 1843 veröffentlichte der Königliche Oberberg- und Salinenrath Christoph Schmitz eine Schrift mit Kartenbeilage – die älteste rohstoffgeologische Karte von Bayern.

Die diffuse, durch Korngrößenunterschiede hervorgerufene Schichtung der Breccie sowie die scharfe Abgrenzung zu den umgebenden Wänden der Wetterstein-Formation deuten auf eine rapide Ablagerung durch fließendes Gewässer in einem Canyon hin. Die Größe der Breccien-Komponenten von teilweise über zwei Metern lässt auf eine große Transportenergie und kurze Transportwege schließen. Das sind Bedingungen, wie sie heute in tief eingeschnittenen Schluchten im Oberlauf vieler Gebirgsbäche z. B. nach einem Murenabgang vorkommen. In ihrer jetzigen exponierten Lage nahe des Grates bei der Meilerhütte kann die Breccie als Schluchtmaterial nicht abgelagert worden sein, sondern vermutlich in einer riesigen Schwemmebene, die während der beginnenden Alpenbildung vor etwa 25 Millionen Jahren zwischen Molassetrog (Tiefland nördlich der Alpen) und der damaligen Gebirgsfront lag.

Der Weg führt von der Meilerhütten-Breccie weiter abwärts zum Frauenalpl, dessen auffällig grüne Weiden mit der kargen Kalksteinlandschaft kontrastieren. Die Ursache hierfür liegt in der Geologie, denn es gibt in dieser Umgebung Gesteine der Raibl-Formation, die das Wasser besser speichern können als der Wettersteinkalk.

Breccie

Sedimentgestein, das überwiegend aus eckig-kantigen Bruchstücken („Komponenten“) vom gleichen oder von unterschiedlichen Gesteinen besteht. Im Gegensatz dazu enthält ein Konglomerat überwiegend gerundete Bestandteile. Beide Gesteinsarten werden durch natürlichen Zement wie Kalk, Quarz, Eisenhydroxid zusammen gehalten.

Die hier vorkommenden verwitterungsanfälligen Sand- und Tonsteine der Raibl-Formation formen keine schroffe Landschaft mehr, sondern ein hügeliges Gelände. Vereinzelt kommen auch Rauchwacken der Raibl-Formation vor. Auf den wasserundurchlässigen Tonsteinen deutet das Vorkommen von Feuchtigkeit liebendem Scheuchzers Wollgras den feuchten Untergrund an.

Raibl-Formation (früher „Raibler Schichten“ genannt)

Die Schichten der Raibl-Formation wurden vor etwa 235 Millionen Jahren in einem Flachmeer abgelagert. Im Gegensatz zu vielen anderen Formationen der Nördlichen Kalkalpen, die überwiegend aus Kalksteinen bestehen, ist für die Raibl-Formation eine Wechsellagerung verschiedener Sedimentgesteine charakteristisch. Es kommen Kalke sowie Ton- und Sandsteine, vor. Ursache hierfür ist die Einschwemmung von Lockermaterial von einem nahe gelegenen Festland in das Flachwasserbecken. Teilweise wurde es vom offenen Ozean abgeschnürt und dampfte ein, wodurch örtlich Gips- und Dolomitgesteine entstanden. Wo später Grundwasser den Gips aus dem Gestein löste, blieben Dolomitbreccien und löchrige Rauhwacken zurück.

Danach geht es auf einem breiten Rücken mit einigen Serpentinen weiter bergab Richtung Schachen, einem einzigartigen Aussichtsbalkon, den bereits von weit oben sichtbar ist  umrahmt von den mächtigen Felsgipfeln des Wettersteingebirges. Von hier hat man auch herrliche Blicke ins Reintal.

Oberhalb des Schachen zwischen ca. 1950 – 1850 m erkennt man am Weg die so genannte Schachen-Breccie. Das rund 480.000 Jahre alte Gestein ist verfestigtes Steinschlagmaterial.

Tipp

Am Schachen befindet sich neben dem Schachenhaus und dem sehenswerten, ab 1870 von König Ludwig II. im Schweizer Chaletstil errichteten Königshaus mit „Maurischem Zimmer“ der Alpengarten des Botanischen Gartens München.

Der bereits 1901 eröffnete Garten zeigt über 1.000 verschiedene Arten von Gebirgspflanzen aus aller Welt, informiert über die unterschiedliche Bodenbildung auf Wetterstein- und Raibl-Formation und vieles mehr. Er wird von Mitte Juni bis Ende August betreut und kann während dieser Zeit besichtigt werden.

Am Schachen angekommen führt ein kurzer Abstecher zum Aussichtspunkt am Schachen. Hier hat man einen phantastischen Blick in das Reintal. Es ist von Deutschlands höchsten Alpengipfeln umrahmt, die aus gewaltigen, teils senkrechten Kalkwänden der Wetterstein-Formation aufgebaut sind. Aufgrund der Steilheit kommt es im Reintal immer wieder zu Massenbewegungen, wie Bergstürzen oder Murenabgängen. Informationen zu den unterschiedlichen Arten von Massenbewegungen finden Sie unter https://www.lfu.bayern.de/geologie/massenbewegungen/index.htm.

Vom Schachen folgt man, fast ausschließlich im Wettersteinkalk, dem teilweise mit Stufen und Sicherungen versehenen Steig steil bergab ins Reintal und zur Bockhütte.

Von der Bockhütte verläuft der weitere Weg entlang der Partnach ansteigend durchs Reintal Richtung  Reintalangerhütte. Auch hier sind Spuren früherer Naturkatastrophen sichtbar. Die Stationen zwei bis sieben des Geomorphologischen Lehrpfads informieren hierbei über Wildbäche (Partnach), Muren und Steinschlag. Vor Ort gibt es keine nähere Informationen über den Lehrpfad. Internet-Informationen zum Reintal und zum Geomorphologischen Lehrpfad unter „Literatur“ oder  im „Reintal-Webgis“.

Auf dem Weg Richtung Reintalangerhütte kommt man an der ehemaligen Vorderen Blauen Gumpe vorbei. Dieser um das Jahr 1800 durch einen Bergsturz aufgestaute See – einst das landschaftliche Juwel des Reintals – wurde im August 2005 während eines zweitägigen Unwetters vollständig mit Schutt verfüllt.

Eine weitere Besonderheit, den Bergsturz Steingerümpel, erreicht man nach einer weiteren kurzen Wanderung. Er staute vor etwa 500 Jahren die Partnach auf. Inzwischen hat sie sich unter dem Bergsturz durchgegraben. Eine Grafik veranschaulicht die Entstehung eines Bergsturzes.

Kurz vor der Reintalangerhütte quert die Via Alpina eine späteiszeitliche Endmoräne („Reintalanger-Stand“). Im Gegensatz zum heutigen Schneeferner, dem Gletscher der nur noch das oberste Zugspitzplatt bedeckt, reichte der Lokalgletscher im Reintal („Partnachgletscher“) vor etwa 11.000 Jahren noch bis hier herab. Im Moränenwall ist feines Material mit einigen größeren, gerundeten Blöcken gut sichtbar.

Moränen sind Schuttmassen, die durch den Gletscher transportiert und später wieder abgelagert wurden. Typisch dafür ist, dass Material verschiedenster Größen und unterschiedlichem Rundungsgrad darin enthalten ist. Am Höchststand der letzten Eiszeit (Würm) vor etwa 20.000 Jahren wurde das Wettersteinmassiv von zwei großen Ferneisströmen umflossen,  dem Werdenfelser Eisstrom im Osten und dem Fernpass-Eisstrom im Westen. Das Reintal selbst wurde aber nur durch die lokalen Gletscher der Zugspitze und der seitlichen Kare überformt. Moränen bedecken heute nur noch rund ein Prozent des Talbodens, da sie von jüngerem Schutt überlagert wurden.

Von diesem GeoPunkt sind es nur noch wenige Hundert Meter und man erreicht die idyllisch gelegene Reintalangerhütte, das Ziel dieser Tagesetappe.

Wer auf der steilen Asphaltstraße (bis Station Seealpe, dann Tobelweg) ins Tal absteigt, der sieht ab der zweiten Kurve unter dem Edmund-Probst-Haus fast nur noch die monotonen grauen Dolomitsteine des mächtigen Hauptdolomits (ca. 215. Mio. Jahre) am Straßenrand.

Dolomitstein

Dolomit ist dem Kalk ähnlich, enthält neben Kalzium aber noch Magnesium. Das liegt daran, dass dort, wo der Dolomit entstand – in flachen Lagunen auf dem Kontinentschelf – das tropisch warme Wasser soweit eingedampft war, dass das viele Magnesium nicht mehr in Lösung bleiben konnte und ins Gestein darunter wanderte.

An der Straßenbrücke über den Faltenbach wird auf einer Höhe von 1.680 m die so genannte Allgäu-Formation (200 – 165 Mio. Jahre) gequert. Typisch für sie sind die dunklen Mergelsteine (Mergel = Kalk + Ton). Der Faltenbach hat in die weichen, leicht ausräumbaren Gesteine sein Bachbett gelegt. Der Hauptdolomit hat bei der Alpenentstehung wie die Backen eines Schraubstocks die Allgäu-Formation eingequetscht. Ganz deutlich lässt sich der eingequetschte Teil als grasiger Streifen zwischen den „Schraubstockbacken“ des Hauptdolomits auf der gegenüberliegenden Talseite am Schattenberg erkennen.

Beim Weitergehen sind stellenweise die Schichtflächen des Hauptdolomits zur Straße hin geneigt. In so einer Lage können leicht ganze Schichtbänke abrutschen und Schaden anrichten.

Nach der Seealpe trifft der Wanderweg erneut auf die Straße und die Via Alpina folgt dieser nach Oberstdorf hinunter.

Tipp: Wir empfehlen dem geologisch Interessierten hier stattdessen den Weg durch den Faltenbachtobel zu nehmen.

Nach der Querung des Faltenbachs am Einlaufbauwerk des Wasserkraftwerks ist an der Baustraße hinter Netzen Sandstein der Reiselsberg-Formation (ca. 95 Mio. Jahre) aufgeschlossen. Zwischen den dicken Sandsteinbänken sind dünne dunkle Tonsteinlagen eingeschaltet. Wenn sich eine Abfolge von Sandstein und Tonstein vielfach wiederholt, spricht man in den Alpen von Flysch.

Flysch

Die Alpenfaltung begann am Rande des Südkontinents Afrika. Flüsse schoben Schutt des entstehenden Gebirges in großen Deltas ins Meer.  Sei es, dass diese gewaltigen Aufschüttungen durch die Auflast instabil wurden, sei es, dass Erdbeben nachhalfen, auf jeden Fall lösten sich periodisch – Muren im Gebirge vergleichbar – untermeerische Trübeströme (Turbidite) und glitten in die Tiefsee. Dort breiteten sie sich fächerförmig aus und kamen langsam zur Ruhe. Zuerst lagerten sich die groben und schweren Sandkörner ab, dann feinere Bestandteile und zuletzt Ton. Die Ablagerung eines Trübestroms kann Stunden bis Tage dauern, die anschließende Ruhephase bis zum nächsten Ereignis Tausende bis Zehntausende von Jahren!

Die regelmäßige, typische Wechselfolge von hellen Sandsteinen und dunklen Tonsteinen, die sich daraus ergibt, ist der Flysch der Alpen.

Mit dem erneuten Abstieg in den Tobel werden die Wechselfolgen von Quarzsandsteinen mit schiefrigen Tonsteinen der Rehbreingaben-Formation (auch unter dem alten Namen „Quarzit-Serie“ bekannt, ca. 115. Mio. Jahre) und dann die Kalksandsteine und schiefrigen Mergel der Tristel-Formation (ca. 125 Mio. Jahre) durchquert. 

Das letzte Stück der Etappe führt vom Skistadion zur Talstation der Nebelhornbahn.

Tipp: Wer noch etwas mehr Geologie sehen will, folgt vom Skistadion dem Faltenbach auf seiner rechten Seite abwärts fast bis zur Einmündung des Faltenbachs in die Trettach. Dort zeigt eine Wegböschung graue und rötliche Mergelsteine der Leimern-Schichten (85 bis 45 Mio. Jahre). Diese jüngsten Festgesteine der Etappe wurden am Kontinentalhang des Nordkontinents Europa abgelagert. Der Ablagerungsraum wird Ultrahelvetikum genannt. 

Wer das Alter der im Abstieg durchwanderten Schichten verfolgt hat, dem wird aufgefallen sein, dass wir von oben nach unten von älteren in jüngere Schichten – aber  auch mit einem Sprung dazwischen – gelangt sind. Normalerweise liegen aber doch die jüngsten Schichten oben und die ältesten unten. Innerhalb der Flyschgesteine war das auf unser Wanderung auch der Fall. Die Lösung: Sie liegen innerhalb einer geologischen „Decke“ – innerhalb eines Schichtpakets, das bei der Alpenfaltung auf ein anderes Schichtpaket („Decke“) aufgeschoben wurde. 

Und warum liegt die jüngste aller Schichten ganz unten? Die Alpenfaltung begann im Süden am Rande des Kontinents Afrika, die Decken wurden bei der Nordbewegung von Afrika übereinandergestapelt und gegen Ende zu schob sich der ganze Deckenstapel  über die jungen und „frischen“, weil gerade erst abgelagerten Schichten im Norden am Rand des Kontinents Europa.

Aber wenige 10er Meter weiter heißt es aufpassen, denn  wir überqueren nicht nur eine Schichtgrenze, sondern sogar eine Deckengrenze. Das zeigt sich daran, dass der Weg aus felsigem Gelände über eine Kante in sanfteres Wiesengelände führt. Ursache ist ein Gesteinswechsel vom härteren, dickgebankten Dolomitstein des Hauptdolomits zu einer weniger harten und dünnbankigen Wechselfolge aus Kalkstein und Tonmergelstein. Mergelsteine sind kalkreiche Tonsteine, Tonmergelsteine enthalten etwas weniger Kalk. Die Tonmergelsteine verwittern zu einem tonigen Boden, der Feuchtigkeit gut speichern kann und dessen Wiesen gutes Weidegelände bilden. Für Wanderer aber heißt es bei Nässe hier mehr achtzugeben, denn der Weg wird rutschig.

Aber zurück zur Deckengrenze. Die Grenze verläuft zwischen dem Dolomitstein des Hauptdolomits der Lechtal-Decke und der Kalkstein-Tonmergelstein-Wechselfolge der Allgäu-Formation der Allgäu-Decke. Die Gesteine der Allgäu-Formation (Jura) haben ein Alter von 200 bis 165 Mio. Jahren und sie liegen unter dem rund 215 Mio. Jahre  alten Hauptdolomit (Trias). Hier ist entlang einer geologischen Störungsfläche älteres Gestein auf jüngeres Gestein überschoben: die Lechtal-Decke mit dem Hauptdolomit an der Basis auf die Allgäu-Decke mit der Allgäu-Formation am Top.

Decken

Wenn sich relativ dünne Gesteinspakete kilometerweit übereinandergeschoben haben, spricht der Geologe von Decken. Benannt werden die Decken nach der Region, wo sie die größte Verbreitung haben: Allgäu-Decke im Allgäu, Lechtal-Decke im Lechtal. Die Lechtal-Decke liegt über der Allgäu-Decke und ist hier die höchste eines ganzen Stapels von Decken. Als höchste Decke wurde sie auch bereits kräftig von der Verwitterung abgetragen und hat daher im Allgäu keine weite Verbreitung mehr. An der Deckengrenze (Überschiebungsbahn) liegt das älteste Gestein der oberen Decke über dem jüngsten Gestein der unteren Decke.  Innerhalb der Decken ist also alles so, wie es sein sollte: die ältesten Ablagerungen unten und die jüngsten oben.

Wenige Meter westlich abseits des Wegs kann die Hand auf die Deckengrenze gelegt werden. So leicht ereichbar ist das vielleicht sonst nirgends in den Allgäuer Alpen möglich. Der kompakte Hauptdolomit liegt über durch Auflast und Bewegung zerscherten Gesteinen der Allgäu-Formation.

Im weiteren Weg zur Kemptner Hütte treten im mittleren Teil der Allgäu-Formation die Kalksteine zurück und die Schichtfolge besteht überwiegend aus dunkelgrauen Mergelsteinen. Das leicht verwitternde Gestein bildet keine Felsen, sondern kann nur am Rande des eingetretenen Wanderwegs angetroffen werden.

In die Mergelsteine der Allgäu-Formation können dunkelbraune bis schwarze, manganführende Tonmergelsteine, die „Manganschiefer“, eingelagert sein. Sie enthalten oft auch Bitumen. Das erkennt man am schwefligen Geruch, wenn man zwei der schwarzen Steine gegeneinanderschlägt. Direkt am Weg stehen diese Gesteine nicht an, aber in einer zeitweise wasserführenden Schuttrinne etwa 200 m vor der Kemptner Hütte werden sie praktischerweise bei Starkregen oben vom Berg herantransportiert und hier abgelagert. Erkenntlich ist das Gestein auch an einem metallischen Glanz auf einzelnen Flächen. Es kann sich lohnen, nach diesem Manganschiefer zu suchen, denn er kann einzelne funkelnde Quarzkriställchen mit zwei Enden enthalten. Diese Kriställchen sind nicht auf einer Kluftwand aufgewachsen, sondern gleichsam „schwimmend“ entstanden. Nicht nur funkeln sie wie Diamanten, sondern leider sind sie auch so klein.  

Noch einmal zurück zum Mangan und zurück in der Geschichte. Nach alten Sagen waren die „Venediger“ viel in den Allgäuer Bergen unterwegs und haben braune Steine mitgenommen. Diese braunen Steine waren der Manganschiefer. Denn Manganoxid, auch Braunstein genannt, kann Glas entfärben. Und das wurde im 15. Jahrhundert in Venedig entdeckt und reisende Erzsucher beschafften die wertvolle Zutat auch hier in den Alpen. 

Von der Kemptner Hütte aus zeigt der Rückblick auf das Panorama des Allgäuer Hauptkamms nach Südwesten den Kratzer (2.427 m), aufgebaut aus dem grauen, massig wirkenden Hauptdolomit der Lechtal-Decke. Die Überschiebungsbahn zur darunter liegenden dunkelgrauen Allgäu-Formation ist ganz deutlich als Grenze zwischen Fels oben und grasbewachsenen Hängen unten zu erkennen.  Als Besonderheit schiebt sich – eingefaltet oder eingeschuppt – unten in der Wand des Kratzers ein Keil von Hauptdolomit in die Allgäu-Formation hinein.

Auch der Blick nach Osten zum Muttlerkopf und zu den Krottenspitzen lässt die Deckengrenze zwischen Fels und Wiesengelände genauso gut erkennen. 

An der Kemptner Hütte (1.846 m) ist das Tagesziel erreicht.

Die Kuppe links des Wegs am Kärlingerhaus besteht aus Dachsteinkalk. Sie sieht ein wenig aus, wie der Höcker eines Kamels, daher auch der geologische Name „Rundhöcker“. Solche Buckel entstehen, wenn ein Gletscher über einen unebenen Gesteinsuntergrund fließt. Im Gletscher fest eingefrorene Steine schmirgeln wie eine Feile den Boden, über den der Gletscher fließt, rundlich glatt. 

Etwa 400 m entlang des Weges vom Startpunkt Kärlingerhaus trifft man unterhalb einer Felswand aus Dachsteinkalk auf rätselhafte, tiefe Einschnitte im Fels. Es sind sogenannte Karren. Feine Risse und Klüfte im Kalk werden durch das leicht saure Regenwasser über die Jahrtausende immer mehr aufgeweitet. Denn der „saure“ Regen löst Kalk ähnlich wie Essig oder Zitronensäure beim Putzen die Kalkflecken auf der Spüle löst.

Und ein kurzes Stück weiter zeigt sich zum ersten Mal das beeindruckende, mächtige Watzmann-Massiv. Es besteht im hier sichtbaren höheren Teil aus gut gebanktem Dachsteinkalk. 

An der Saugasse geht es steil in Serpentinen nach unten. Die Saugasse ist als Karstgasse entlang einer insgesamt über 4 km langen Störung angelegt. Den letzten Schliff erhielt die Schlucht, als hier während der letzten Eiszeit Gletschereis vom Steinernen Meer zum Königssee floss. Ob der Wasserspiegel des frühen Funtensees so hoch reichte, dass er zeitweilig einen Überlauf durch die Saugasse hatte, kann spekuliert, aber nicht belegt werden. 

Am Ende der Saugasse kommen wir in das Gelände der ehemaligen Unterlahner-Alm. Die Almhütten sind längst verfallen, der Wald hat die ehemaligen Wiesen zurückerobert. Im Kalkgestein am Wegrand lassen sich mit etwas Glück Querschnitte von Muscheln finden. Sie sind als „Kuhtritt-Muscheln“ bekannt, denn – bei entsprechender Größe – sieht es aus, als hätte eine Kuh einen Klauenabdruck im Gestein hinterlassen. 

Besondere Aufmerksamkeit verdient eine helle südseitige Wand: Die „Wellenkämme“, die sich über die Wand hinziehen, wurden vom Gletschereis geschaffen. Die Eisbewegung durch das Tal hat feine Härteeunterschiede im Kalkstein herausgearbeitet. Als sich das Eis zurückgezogen hatte und der Gletscher verschwunden war, floss Regenwasser über die Wand und hat in senkrechten Rillen (Karren) den Kalkstein angelöst. Ungefähr 10.000 Jahre hat es gedauert, bis die Rillen so tief waren, denn solange liegt das Ende der letzten Eiszeit zurück. 

Kurz darauf werden die Quellen des Schrainbachs rechts des Wegs passiert. In der Karte steht hier „Hachelklause“ geschrieben. 

Schon gewusst?

Klausen waren Sperrwerke über eine Talung, mit denen ein Bach aufgestaut werden konnte. Unterhalb der Klause wurde Triftholz eingeworfen und mit dem Öffnen der Klause transportierte der Wasserschwall das Holz bachab – hier in den Königssee.

Das Tal des Schrainbachs endet hier als Hängetal mehr als 200 m über dem Wasserspiegel des Königssee. Die Eintiefung des Seitentals durch den Bach konnte nicht mit der Eintiefung des Haupttals durch den Gletscher Schritt halten. Der Schrainbach stürzt in Kaskaden durch eine Klamm und die letzten 80 m als Wasserfall in den Königssee. Bemerkenswert ist neben dem Weg eine Naturbrücke, die der Bach ausgespült hat. 

Es folgen nur noch wenige Serpentinen und 500 m Wegstrecke knapp oberhalb des Königssees bis sein Ufer und der Eisbach erreicht sind.

Der Schwemmfächer des Eisbachs hat die typische Form einer Deltaschüttung. Die flache Neigung an der Geländeoberfläche geht mit dem Erreichen des Königssees in eine steile Flanke über. Die Schüttungen des Eisbachs haben den Königssee bei St. Bartholomä bereits auf 240 m Breite eingeengt und werden ihn in ferner Zukunft in einen vorderen und hinteren See teilen. Die Ablenkung des Eisbachs nach Süden durch eine Längsverbauung verzögert den Prozess. Nachschub an Ablagerungsmaterial liefern der Ramsaudolomit und der Karnisch-norische Dolomit des Watzmannmassivs. Beide Gesteine zerfallen kleinstückig und bilden Schutthalden am Fuß der Wände. Mit der Schneeschmelze und bei Starkniederschlägen wird dieses Material mobilisiert. Während der Eisbach des Schwemmfächers die meiste Zeit in seinem eigenem Schutt versickert und den Königssee nur unterirdisch erreicht, kann bei Hochwasser der Schuttfächer nicht passiert werden. Der Wanderer wird zu einer Brücke am Ausgang des Eisgrabens umgeleitet.

Von einer Bank in St. Bartholomä aus (oder später – mit etwas Abstand – vom Schiff aus) kann man sich dann in Ruhe der Betrachtung der bei Bergsteigern berühmten Watzmann-Ostwand – höchste Wand der Ostalpen! – widmen. Die linke und untere Hälfte der Wand besteht aus massigem Dolomit mit Felsköpfen und Schuttrinnen. Die rechte und höhere Hälfte zeigt deutlich eine geneigte Schichtung. Der ehemals waagerecht abgelagerte Kalkstein wurde bei der Alpenbildung verkippt. Die Verwitterung hat in der Wand breite horizontale Treppenstufen im Dachsteinkalk herauspräpariert, die den Bergsteigern bei der Begehung der Wand als Rastplatz willkommen sind.

Dachsteinkalk

Der Dachsteinkalk wurde vor 210 Millionen Jahren – in der als Trias bezeichneten Zeitperiode der Erdgeschichte – als gebankter Kalkstein am Rand eines Ozeans abgelagert. Gute Bankung kennzeichnet einen ruhigen Ablagerungsbereich: Hier war es eine Meereslagune hinter einem Riffgürtel, in die zeitweilig Tonschlamm eingetragen wurde. Die dünnen Tonsteinlagen trennen den Kalkstein zu Bänken. Die Schichtfolge wurde erstmals vom Dachstein in Österreich beschrieben und erhielt davon ihren Namen. 

Wer früh genug aufgebrochen war und noch Zeit und Kondition hat, dem kann – neben einer Einkehr im Biergarten von St. Bartholomä – der Abstecher zur Eiskapelle unterhalb der Watzmann-Ostwand empfohlen werden. (Aber nicht das letzte Schiff verpassen: Keine Übernachtungsmöglichkeit in St. Bartholomä!)

Die Eiskapelle ist ein Firnfeld, das trotz der 2000 m höher liegenden sommerlichen Schneegrenze das ganze Jahr über besteht. Der Grund hierfür sind die enormen Schneemassen, die im Winter und Frühjahr vor allem in Form von gewaltigen Lawinen aus der Wand abgehen und so das Firnfeld nähren. Das Innere des unscheinbaren Firneisfleckens bildet ein gangförmiger Hohlraum, die so genannte Eiskapelle. Ihr Eingang gleicht einem Gletschertor, das im Sommer bis über 30 m Breite und 15 m Höhe erreicht. Die Eiskapelle ist eines von „Bayerns schönsten Geotopen“.

Die Eiskapelle ist ständig einsturzgefährdet. Vor dem Betreten wird dringend gewarnt!

Mit der Fahrt im Schiff von St. Bartholomä über den Königssee endet die Etappe. Die Felswände, die in den See reichen, sind aus Dachsteinkalk aufgebaut.