Start
Skistadion
Ziel
Zugspitze/Seilbahnstation
Weg
In der nachfolgenden Beschreibung wird auf einige geologische Besonderheiten, zum Teil entlang der Etappe R45 der Via Alpina, eingegangen. Zu den Begriffen "Geotop", "GeoPunkt" und "GeoAussichtspunkt" gibt es zusätzliche Wegpunkte, in denen auch die Geologie erklärt wird. Diese Wegpunkte werden weiter unten sowie in der Karte angezeigt und können ausgedruckt werden. Die Geotope können außerdem mit weiteren Informationen im UmweltAtlas Bayern des Bayerischen Landesamts für Umwelt recherchiert werden: https://www.lfu.bayern.de/geologie/geotoprecherche.
Paläogeographie
Die ältesten Gesteine auf dem Weg zum Gipfel sind etwa 245 Millionen Jahre alt. Zu dieser Zeit gab es einen Großkontinent Pangäa. Vom Äquator in Richtung Norden dehnte sich ein Ozean, genannt die Tethys, mit zahlreichen Buchten immer weiter bis in den heutigen Alpenraum aus (Abb. 2/33). Dort waren die damaligen klimatischen Bedingungen vergleichbar mit denen von heute in der Karibik bzw. am Great Barrier Reef vor der Ostküste Australiens. Am Rand des Schelfmeeres zum Beckenbereich des Tethys-Ozeans entwickelte sich ein Riffgürtel und dahinter lagen Lagunen. Hier lebten Kalk abscheidende Organismen wie Algen, Schwämme und Korallen. In den tieferen Ozeanbereichen wurden feiner Kalkschlamm oder kieselige Ablagerungen sedimentiert. In der Obertrias kam es vom Festland her zu Schuttanlieferungen in das Meer, die das Wachstum der Riffe unterbrachen. Diese unterschiedlichen Bereiche bzw. Gesteine durchläuft man auf dem Weg zur Zugspitze.
Geologische Zeittafel
Die geologische Zeittafel zeigt die Abfolge der Schichten und die Geo-Punkte, die auf der Wanderetappe durchquert werden, und das Alter ihrer Ablagerung (Abb.3/33). In der Trias gab es nebeneinander verschiedene Ablagerungsräume mit unterschiedlichen Umweltbedingungen, wie Flachmeer oder tiefes Ozeanbecken. So entstanden teilweise zur selben Zeit die unterschiedlichen Gesteinsausprägungen (Fazien) der verschiedenen Kalkstein-Formationen.
Start
Vom Skistadion startet man nach Süden Richtung Partnachklamm. Nach etwa einer halben Stunde erreicht man die Partnachklamm, eines von Bayerns schönsten Geotopen.
Geotop Partnachklamm
Beim Klammeingang erläutert eine Infotafel die Entstehung (Abb. 4/33) 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 245 Millionen Jahren am Beckenrand eines Ozeans abgelagert und gehören zur Reifling- und Steinalm-Formation ("Alpiner Muschelkalk"). Im Verlauf der alpinen Gebirgsbildung wurden sie gefaltet und im Bereich der Partnachklamm herausgehoben (Abb. 5/33). Nach dem Rückzug des Eises im Bereich von Graseck vor ca. 12.000 Jahren, schnitt sich die Partnach senkrecht in die harten Kalkbänke ein, wodurch die eindrucksvolle Klamm entstand (Abb. 6/33, 7/33)).
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Reifling-Formation: Die Kalksteinabfolgen bestehen aus dünn- bis seltener mittelbankigen, zumeist hellgrau anwitternden, verfestigten Kalkschlamm (Mikriten). Sie hinterlassen in den Wandabbrüchen dunkle und oft grasbewachsene Terrassenbänder. 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 später bei der Bockhütte erreichen und erklären), jedoch etwas später als die Steinalm-Formation. Die Reifling-Formation wurde nicht im Flachwasser sondern am Rand des Tethys-Ozeanbeckens gebildet.
Steinalm-Formation: Ein charakteristisches Merkmal sind dickbankige, stellenweise geklüftete, hellgraue Kalksteine. Sie wurden vor der Reifling-Formation am Rande eines Ozeanbeckens abgelagert.
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Geotop Partnach-Formation
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-, Wetterstein- und Steinalm-Formation (Abb. 8/33).
Diese Gesteine der Partnach-Formation sind etwa 200 Meter nach dem südlichen Ausgang der Klamm am gegenüberliegenden Ufer der Partnach zu sehen (Abb. 9/33). Der Aufschluss ist als Geotop im UmweltAtlas Bayern gelistet.
GeoPunkt Schindeltalschrofen
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 (Abb. 10/33, 11/33)
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.
GeoPunkt Hinterklamm
Hier hat sich die Partnach tief in die Schichten des Raibler Kalkes der Raibl-Formation eingeschnitten (Abb. 12/33, 13/33, 14/33). 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 (Abb. 15/33). Kurz vor der urigen Bockhütte mündet die Via Alpina vom Schachen kommend in den Weg. Nun sind wir im Wettersteinkalk angekommen.
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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 (Abb. 2/33, 8/33). 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 (Abb. 16/33) und Blaualgen (Abb. 17/33). Die bis 1.500 Meter dicken Schichten bauen den größten Teil des Wettersteingebirges auf. Der Wettersteinkalk gehört mit dem magnesiumreicheren Wettersteindolomit zur Wetterstein-Formation.
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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.
GeoPunkt ehemalige Vordere Blaue Gumpe
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 (Abb. 18/33).
GeoPunkt Bergsturz Steingerümpel
Bei diesem Bergsturz, ebenfalls aus Gesteinen des Wettersteinkalks, donnerten vor etwa 500 Jahren 2,8 Millionen Kubikmeter Fels ins Tal (Abb. 19/33, 20/33) 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.
GeoPunkt Endmoräne
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. Abb. 21/33 zeigt die Entstehung von Moränenablagerungen am Rand vorstoßender und zurückziehender Gletscher. Sie bestehen aus unsortierten Gesteinsmaterial verschiedener Korngrößen bis zu großen Blöcken. Im Moränenwall am Weg ist dies gut sichtbar (Abb. 22/33, 23/33). 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 (Abb. 24/33). Kurz nach der Hütte teilen sich die Wege, die später wieder ineinander münden. Beide führen zum Talschluss des Reintals, zum Oberen Anger.
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Tipp: Geotop Partnachursprung
Folgt man kurz nach der Reintalangerhütte Richtung Zugspitze dem rechten Pfad, kommt man zum Partnachursprung (Abb. 25/33, 26/33). 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.
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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 (Abb. 27/33). 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.
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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 (Abb. 28/33). 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.
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Am Schneefernerhaus beginnen die Felsen. Der Weg ist jetzt stellenweise mit Drahtseilen gesichert und führt dann zum Grat. Hier stoßen wir auf interessante Muster.
GeoPunkt Ringstrukturen im Wettersteinkalk
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 (Abb. 29/33).
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.
GeoAussichtspunkt Eibsee-Bergsturz
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 (Abb. 30/33). 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.
GeoAussichtspunkt Gletscherblick
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 (Abb. 31/33). 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 (Abb. 32/33).
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 (Abb. 33/33) 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.
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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.
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