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.

 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.