Die Geologie von Ruhpolding ist aufgrund der Lage am Alpennordrand sehr komplexer Natur. Die mit 147,84 Quadratkilometer sehr große Gemeinde Ruhpolding erstreckt sich über mehrere tektonische Deckenzonen. Die angetroffenen Formationen reichen von der Untertrias bis ins Holozän.
Tektonische Gliederung mini|300px|Aussicht nach Westnordwest über das Ruhpoldinger Land. Der Blick schweift vom Sonntagshorngipfel (1961 m) über Reifelberge, Hochkienberg, Hochgern und Hochfelln zum Chiemsee im Hintergrund.
Die Gemeinde Ruhpolding hat Anteil an folgenden Deckenzonen (von Nord nach Süd bzw. vom tektonisch Liegenden zum Hangenden): Flyschzone Kalkalpine Zone Bajuvarikum Allgäu-Decke Lechtal-Decke Tirolikum Staufen-Höllengebirgs-Decke. Die am Nordrand gelegene Zone des Rhenodanubischen Flyschs ist eine Einheit des Penninikums, die erst gegen Ende des Eozäns von den Nördlichen Kalkalpen überschoben wurde. Die Allgäu-Decke und die Lechtal-Decke bilden Teil des Bajuvarikums und stellen den flächenmäßig größten Anteil in der Gemeinde Ruhpolding. Die Staufen-Höllengebirgs-Decke gehört zum Tirolikum und nimmt den Süd- und Südostabschnitt ein.
Flyschzone mini|300px|Blick vom Kloster Maria Eck auf Zinnkopf (links) und Zeller Berg (Mitte), dahinter rechts der Rauschberg. Im Sattel zwischen Zinnkopf und Zeller Berg verläuft die tektonische Deckengrenze zwischen Bajuvarikum im Südwesten und Flyschzone im Nordosten.
Die Flyschzone wird nur im Bereich des Zinnkopfs (1227 m) als Sulzberg-Flysch und am Dießelbach als Fürberg-Flysch angetroffen. Sie bildet am Zinnkopf eine Südost-streichende Muldenstruktur. Mit Erreichen der Gemeinde Siegsdorf (Ortsteil Eisenärzt) verschmälert sich die Flyschzone auf nur noch 500 Meter, verbreitert sich dann erneut beim Kloster Maria Eck auf gut 1000 Meter (Fürberg-Flysch), um dann schließlich im Helvetikum westlich der Maximilianshütte (nördlich von Pattenberg, Gemeinde Bergen) ganz auszukeilen.
Altersmäßig reicht die 300 bis 380 Meter mächtige Schichtfolge der Flyschzone von der Grenze Barremium/Aptium bis ins Maastrichtium. Diese ist hier gegenüber der gewöhnlichen Mächtigkeit des Flyschs von 800 bis 1100 Meter wesentlich reduziert. Ihre Stratigraphie zeigt folgenden Aufbau (vom Hangenden zum Liegenden): Bleicherhorn-Formation Zementmergel Obere Bunte Mergel Reiselsberg-Formation (Reiselsberger Sandstein) Untere Bunte Mergel Rehbreingraben-Formation (Flysch-Gault) Tristel-Formation (Tristel-Schichten) Die auf etwas mehr als 20 Meter eingeschätzten Tristel-Schichten sind ein Kalkturbidit, der im Barremium und Aptium abgelagert wurde. Sie enthalten reichlich Flachwasser-Bioklastika (mit Echinodermenresten), die von einem Karbonatschelf stammen. Ungewöhnlich sind rasch auskeilende, in die Schichtenfolge eingeschaltete Konglomeratbänke. Sie bestehen meist zu etwa 50 Prozent aus hellen, Zentimeter- bis selten Faust-großen Karbonatkomponenten. Bemerkenswert sind Kristallinfragmente wie Granit, Gneis und diabasartige Ergußgesteine. Die nicht mehr als 50 Meter mächtige, siliziklastische Rehbreingraben-Formation (auch als Flysch-Gault bezeichnet) stammt aus dem Aptium/Albium. Sie indiziert ein Umschwingen der Sedimentation von tropischen Schelfbedingungen hin zu intensiver subtropischer Verwitterung, die jetzt die Schelfplattform angriff, nachdem diese zumindest einen Teil ihrer schützenden karbonatischen Bedeckung verloren hatte. Die Formation ist in Ruhpolding als schwarze Schiefertone und dunkle, manchmal kieselig gebundene Glaukonitpsammite ausgebildet. Bemerkenswert sind ihre gelegentlichen Erdölspuren. Die folgenden Unteren Bunten Mergel des Albiums/Cenomaniums erreichen etwa 20 Meter Mächtigkeit. In ihnen wechsellagern grüne, graue und meist karminrote Tonmergel und Kalkmergel mit dünnen (maximal 40 Zentimeter mächtigen) Siltsteinbänkchen und glaukonitreichen Sandkalken, deren Bankunterseiten oft mit den für bunte Folgen im Flysch typischen Tüpfelspuren übersät sind. Der nicht mehr als 50 Meter mächtige Reiselsberger Sandstein aus dem Cenoman/Turonium geht aus den liegenden Unteren Bunten Mergeln durch Zwischenschaltung von bis zu mehreren Metern dicken mürben Sandsteinbänken hervor, die rasch die pelitischen Zwischenlagen bis auf zentimeterdünne Lagen zurückdrängen. Es handelt sich um glimmerreiche Sandsteine, die mineralogisch und in ihrem Gefüge recht unreif sind – im Gegensatz zur Rehbreingraben-Formation, bei der es sich um Quartzarenite des ersten Zyklus handeln dürfte. Das Sediment hatte wahrscheinlich eine weit südlich gelegene Quelle. Die Obergrenze des Sandsteins zu den Oberen Bunten Mergeln ist recht abrupt. Die Oberen Bunten Mergel des Coniaciums werden nur 10 Meter mächtig und stellen eine Wechsellagerung aus roten Tonmergeln und dünnbankigen Ton- und Kalkmergel (Piesenkopf-Schichten – feinkörniger, distaler Kalkturbidit) dar. Die Zementmergel-Serie des Santoniums und Campaniums wird etwas mehr als 200 Meter mächtig und ist ebenfalls aus einem Kalkturbidit hervorgegangen, bei dem jedoch die abschließende Tonfraktion fast 50 Prozent des Sediments stellt. Die zirka 20 Meter mächtige Bleicherhorn-Serie schließlich datiert ins Maastrichtium. Die vorwiegend sandige Serie ist im Gegensatz zum Reiselsberger Sandstein heterogener zusammengesetzt: Sandkalke, Feinbrekzien, Kalkmergel und auch helle Kalkpelite trennen die oft meterdicken mürben Sandsteinbänke voneinander.
Kalkalpine Zone Allgäu-Decke mini|300px|Blick vom Rauschberg über den Talkessel von Ruhpolding nach Nordwesten zum Chiemsee. Das Seil links markiert die Stirnfront der Lechtal-Decke am Aufschwung des Hochfellns. Davor liegen die sanfteren Gipfel der Allgäu-Decke mit Westerberg, Haargaßberg, Neustadler Berg und dahinter Scheichenberg.
Die Allgäu-Decke folgt im Südwesten der Flyschzone, die sie in nordöstlicher Richtung überschiebt. Quer zum Streichen wird sie maximal 4 Kilometer breit. Ihre Südbegrenzung wird von der sie überfahrenden Lechtal-Decke gebildet. Die Lechtal-Überschiebung streicht in Ostnordost-Richtung 1 Kilometer nördlich an Eschelmoos vorbei, umrundet die Nordflanke des Hochfellns (1674 m) in der Hochfelln-Stirnschuppe und zieht dann – nach einer bedeutenden Richtungsänderung nach Südost – bis an die Urschlauer Achen. Hier verschwindet sie unter quartären Schottern des Ruhpoldinger Talkessels, um dann weiter im Osten zu Füßen des Rauschbergs (1671 m) von der Staufen-Höllengebirgs-Decke überfahren zu werden. Intern ist die Allgäu-Decke sehr stark verformt. So zeigt sie in ihrem Nordflügel noch vor Erreichen der Deckenstirn bis zu 7 aufeinanderfolgende Aufschuppungen, darunter die Rabenstein-Schuppe. Ihr Südflügel besteht aus drei Sattel/Muldenpaaren, erwähnenswert hierunter die Steinbach-Mulde entlang des Oberlaufs des gleichnamigen Steinbachs westlich vom Ortskern.
Lechtal-Decke Die Lechtal-Decke wird quer zum Streichen maximal 8 Kilometer breit. Der Verlauf ihrer Nordüberschiebung auf die Allgäu-Decke ist oben skizziert worden. In ihrer Nordhälfte wird sie von größeren Mulden- und Sattelzügen charakterisiert, darunter die Hochfelln-Mulde mit dem Eschelmoos-Sattel, die Nesselauer Mulde mit dem Bischofsfelln-Sattel und die Haaralm-Mulde. Alle diese Züge zeigen ein Eindrehen im Streichen von der Ost-West-Richtung im Westen in die Südost-Richtung hin zum Talkessel. Die Südhälfte wird von der Eisenberg-Schuppe geprägt, die im Osten bis an die Weiße Traun heranreicht. Diese Schuppe wird von der lang aushaltenden Oberwössener-Mulde dominiert, welche aber im Osten in die Ostnordost-Richtung umschwenkt. Mit Herannahen der ebenfalls Ostnordost verlaufenden Staufen-Höllengebirgs-Decke im Süden verkomplizieren sich die tektonischen Gegebenheiten. So erscheinen jetzt mehrere kleinere Schuppen innerhalb der Eisenberg-Schuppe sowie sehr eng stehende Faltenzüge mit beispielsweise der Sulzgrabenkopf-Mulde und der Hörndlalm-Mulde.
Staufen-Höllengebirgs-Decke mini|300px|Das zur Staufen-Höllengebirgs-Decke gehörende Sonntagshorn, gesehen von der Deckenstirn des Rauschbergs im Norden.
Die generell Ostnordost-streichende Staufen-Höllengebirgs-Decke des Tirolikums überschiebt im Südabschnitt die Lechtal-Decke schräg nach Nordnordwesten. Dasselbe Schicksal ereilt dann ab dem Taubensee zu Füßen des Rauschbergs die Allgäu-Decke. Die aus massivem Wettersteinkalk aufgebaute Deckenstirn beginnt an der Hochscharten im Südwesten, zieht dann an der Nordseite der Hörndlwand (1684 m) vorbei zu den Geschöß-Wänden südlich des Unternbergs (1425 m), um bei Laubau die Seetraun zu erreichen. Die Stirnfront wird in der Talung von quartären Lockersedimenten maskiert. Sie setzt sich anschließend am Rauschberg fort und streicht zum Zwingsee der Nachbargemeinde Inzell.
Aufgrund ihrer kompetenten Plattformkarbonate reagiert die Staufen-Höllengebirgs-Decke tektonisch wesentlich starrer und rigider als die anderen Decken. Sie ist daher weit weniger verfaltet und verschuppt und fällt durchgehend plattenartig flach in Südrichtung ein. Dennoch hat auch sie am Stirnrand eine größere Schuppe ausgebildet – die Hochscharten-Hörndlwand-Schuppe. Hinter dieser Schuppe folgen dann die Ostertal-Mulde und der Hochkienberg-Sattel. Diese beiden zuletzt genannten Strukturen setzen sich nach Osten bis in das Gebiet des Schwarzachens fort. Der höchste Berg Ruhpoldings, das 1961 Meter hohe Sonntagshorn gehört der Staufen-Höllengebirgs-Decke an und baut sich an seiner Basis aus Hauptdolomit auf, der in der Gipfelpyramide von Plattenkalk überlagert wird.
Stratigraphie des Kalkalpins Die Kalkalpine Zone baut sich stratigraphisch wie folgt auf (vom Hangenden zum Liegenden): Unterturon Cenomanium bzw. Branderfleck-Formation Apt-Alb Neokom-Aptychenschichten Aptychenschichten Ruhpoldinger Marmor (Roter Knollenflaserkalk) Ruhpolding-Formation (Radiolarit) Roter Crinoidenspatkalk Kieselkalk (Dogger) Allgäuschichten Kieselkalk (Lias) Hierlatzkalk (Roter Kalk) Oberrhätkalk (Riff- und Riffschuttkalk) Kössen-Formation Hauptdolomit und Plattenkalk Raibler Schichten Wettersteinkalk Reichenhall-Formation
mini|300px|Gipshaltige Reichenhaller Brekzie aus dem Halltal in Tirol
Trias Während der Trias waren die Sedimente der oberostalpinen Decken unter subtropischen Bedingungen auf dem zur Neotethys überleitenden südöstlichen Kontinentalrand Eurasiens abgelagert worden. So befand sich die Gemeinde Ruhpolding in der Obertrias auf rund 27° Nördlicher Breite und gehörte zur Kössen-Fazies, die sich im Norium durch die gewaltige Entwicklung der Hauptdolomit-Plattform (Hauptdolomit-Fazies) auszeichnete. Der Kontinentalrand war von passiver Natur, so dass aktive Tektonik eine nur untergeordnete Rolle spielte und die sedimentäre Abfolge primär von eustatischen Meeresspiegelschwankungen beherrscht wurde. Der Schelf wurde bis zu Beginn der Mitteltrias noch von klastisch-evaporitischen Fazies bestimmt, die dann in Mittel- (unter Entwicklung des beeindruckenden Wettersteinkalks) und Obertrias einer bedeutenden Karbonatfällung mit nur untergeordneten siliziklastischen Einschaltungen wich (Wettersteinkalk und Hauptdolomit stellen zusammen knapp 2.000 Meter an Sedimenten). Die Karbonatplattform ertrank dann allmählich gegen Ende der Trias und verwandelte sich zu Beginn des Unterjuras in eine abgetauchte, leicht gekippte untermeerische Plateaufläche, die nahezu vollkommen eingeebnet war und von starken Meeresströmungen durchzogen wurde. Somit hatten sich auf dem Schelf überall pelagische Bedingungen eingestellt. Es wird vermutet, dass das Massensterben an der Trias-Jura-Grenze möglicherweise mit der Drosselung der Carbonatproduktion in Verbindung stand und sehr wahrscheinlich sogar ihre Ursache darstellte. Aufgrund von Sedimentmangel konnte das rhätische Untermeeresrelief mehrere Millionen Jahre nicht zugedeckt werden. Bisher gibt es keine Beweise für eine aktive unterliassische Tektonik, weswegen anzunehmen ist, dass das langsame Ertrinken ohne Dehnungsbewegungen erfolgte.