Präkambrium
Vor ca. 570 Millionen Jahren im Präkambrium, dem ältesten Zeitabschnitt der Erdgeschichte, lag das Gebiet des heutigen GEOPARKs noch auf der Südhalbkugel der Erde. Kleinere Landmassen bildeten einen Inselbogen vor dem Nordrand des Großkontinents Gondwana.
Die verwitterten Gesteine des Inselbogens wurden hauptsächlich durch Flüsse in die Ozeane transportiert und dort als Sande und Tone abgelagert. Unter der Auflast nachfolgender Sedimente wurden diese zu einem Hartgestein, der sogenannten Grauwacke, verfestigt.
Später wurden die Grauwacken während der variszischen Gebirgsbildung (Devon bis Karbon) unter hohem Druck und Temperatur zu Paragneis umgewandelt. Die Vorsilbe »Para« beschreibt, dass das Ausgangsgestein ein Sedimentgestein war.
Paragneise können im GEOPARK unter anderem am Burgfelsen in Tharandt gefunden werden. Das hier anstehende Gestein wird aufgrund seines besonderen Gefüges auch als »Augengneis« bezeichnet.
Kambrium
Im Kambrium lag das Gebiet des GEOPARKs weiterhin an einem aktiven Kontinentalrand nahe dem Südpol. In die zuvor abgelagerten Sedimente drang durch das Aufschmelzen kontinentaler Kruste Magma ein. Das Magma erstarrte als Granodiorit in kuppelförmigen Großstrukturen, wie zum Beispiel der Freiberger Kuppel. Im selben Zuge wie die Grauwacken wurden auch die Granodiorite später zu Gneis umgewandelt. Zur Kenntlichmachung ihres magmatischen Ursprunges werden sie als »Orthogneise“«bezeichnet.
Ein sehenswerter Gesteinsaufschluss im Orthogneis ist der Dorotheenfelsen an der Talsperre Klingenberg. Der Sage nach soll sich hier die schöne Müllerstochter mit ihrem Geliebten getroffen haben. Wo einst die Mühle stand, ist jetzt die Talsperre, der Felsen direkt am Wanderweg kann jedoch noch heute erkundet werden.
Ordovizium und Silur
Im Zeitraum vom Ordovizium bis zum Silur lag das Gebiet des GEOPARKs an einem passiven Kontinentalrand am Rande des Rheischen Ozeans. Die Grauwacken und die in sie eingedrungenen Magmatite dienten nun als Fundament für weitere Ablagerungen. Im Randbereich des Ozeans lagerten sich vor allem Schlämme und Sande ab. In den Bereichen der sich dehnenden Kruste kam es wiederum verstärkt zu untermeerischem Vulkanismus.
Durch Metamorphose (Umwandlung) entstanden aus den Flachmeerablagerungen später Phyllite, Serizitgneise, Kiesel- und Alaunschiefer, die heute im oberen Triebischtal aufgeschlossen sind.
Devon
Im Devon driftete das Gebiet des heutigen GEOPARKs langsam in Richtung Norden. Am Kontinentalhang lagerten sich Tone, Kalke und Kieselgesteine ab.
Vor ca. 400 Mio. Jahren brachen am Meeresgrund Vulkane aus. Von unten und seitlich drang das glutflüssige Magma aus den Spalten in den Meeresboden ein. Aus der abkühlenden Lava entstand das Gestein Diabas. Ein geologischer Aufschluss, der eindrucksvoll das Durchbrechen von vulkanischen Gesteinen durch die Sedimente des Meeresbodens widerspiegelt, ist der Bahneinschnitt bei Mohorn/ Herzogswalde. Die beiden unterschiedlichen Gesteinstypen sind auch heute noch im Aufschluss gut voneinander zu unterscheiden.
Eng verbunden mit dem untermeerischen Vulkanismus sind die im Nossen-Wilsdruffer Schiefergebirge vorkommenden Kalksteine. An den Vulkanflanken siedelten Kalkalgen, Schwämme, Korallen und Muscheln, deren Skelette aus Calcit bestehen. Durch Verfestigung der Überreste dieser Organismen entstand Kalkstein, der jahrhundertelang ein wichtiger Rohstoff der Region war – als Mörtel, Düngemittelzusatz und nicht zuletzt dank seiner desinfizierenden Wirkung als Kalkputz.
Karbon
Im Karbon kollidierten die Kontinente Laurussia und Gondwana und lösten so die variszische Gebirgsbildung aus. Während dieser waren Druck und Temperatur teils so hoch, dass es zur Aufschmelzung von Gesteinen im Gebirgskern kam. Starke Bewegungen der Erdkruste führten zu Brüchen im entstehenden Gebirge, über die glutflüssiges Magma nach oben steigen konnte. Im Gebiet des Tharandter Waldes entstand dadurch ein Vulkankomplex.
Durch die Abkühlung ausfließender Lava und heiße Glutwolkenausbrüche bildeten sich Rhyolithe. Ein eindrucksvolles Geotop hierzu ist der Porphyrfächer bei Mohorn-Grund. Durch besonders langsame Abkühlung und Volumenschwund entstand sein fächerartiges Aussehen.
Eine weitere Besonderheit im GEOPARK ist der Kugelpechstein von Spechtshausen, einem geschützten Geotop. Dieses Gestein muss jedoch äußerst schnell erkaltet sein, da die Grundmasse glasartig aussieht. Die enthaltenen Kugeln sind Bruchstücke aus Nebengestein, die durch den langsamen Fliesvorgang abgerundet wurden.
Perm
Im Nordosten liegt das Döhlener Becken, welches vor rund 300 Mio. Jahren im Perm durch grabenartige Einsenkung des Gebietes entstand.
Nach der Absenkung lagerten sich über einen Zeitraum von ca. 15 Mio. Jahren mächtige Sedimentlagen im Becken ab. Besonders hervorzuheben ist hierbei die Döhlen-Formation mit ihren sieben Steinkohle-Flözkomplexen.
Unter den damals herrschenden tropischen Bedingungen entstand die Steinkohle aus abgestorbener Biomasse. Als Energieträger und Basis der ansässigen Schwerindustrie wurde die Steinkohle von 1542 bis 1967 abgebaut. Die partiell in den Steinkohlenflözen vorhandenen Uranerzanteile wurden von 1947 bis 1989 durch die SDAG Wismut gefördert.
Das Geotop »Backofenfelsen« in Freital-Hainsberg zeigt eine etwa 50 m hohe Felswand und ist damit der größte Übertageaufschluss des Perm im Döhlener Becken.
Kreide
Das variszische Gebirge und auch der Tharandter Vulkankomplex wurden nun über Jahrmillionen durch Verwitterung und Abtragung eingeebnet. Lediglich die »Grundmauern« des ehemaligen Vulkanes stehen heute noch.
In der Kreidezeit, vor ca. 100 Mio. Jahren, war das Gebiet des GEOPARKs ein weitreichendes Flussdelta. Der Fluss transportierte Kiese und Sande heran, die im und um den Tharandter Wald abgelagert wurden.
Im Laufe der Zeit senkte sich das Gebiet und wurde vom Meer überflutet. Vom angrenzenden Festland wurde über Flüsse Abtragungsschutt in das Gebiet eingespült. In den daraus entstehenden Sandsteinen kann man noch heute die fossilen Abdrücke und Versteinerungen verschiedener Meereslebewesen finden.
Ein besonders bedeutender Sandsteinbruch ist das Geotop am Flügel Jägerhorn bei Grillenburg. Das Gestein diente nachweislich bereits Anfang des 13. Jahrhunderts als Werkstein für die »Goldene Pforte« am Freiberger Dom und die Stifterfiguren Ekkehard II. und seine Frau Uta im Naumburger Dom.
Im GEOPARK sind gebietsweise noch Erosionsreste des einst flächendeckenden Sandsteines vorhanden. Zu sehen sind sie beispielsweise auch in den Geotopen »Einsiedlerstein« und »Götzenbüschchen«.
Tertiär
Im Tertiär wurde die Region abermals angehoben. Ursache war die Kollision der afrikanischen Platte mit dem Südrand Europas. Der Norden der Erzgebirgsscholle wurde dabei nur leicht angehoben, während am Südrand Sprunghöhen von bis zu 1000 m erreicht wurden. Die Hebung des Erzgebirges war erneut mit tiefen Rissen in der Erdkruste verbunden, wodurch heiße basaltische Magmen vor ca. 10 Mio. Jahren bis zur Erdoberfläche aufdrangen und die Basalte (Olivin-Nephelinite) am Ascherhübel, Landberg und Buchhübel bildeten. Die säulige Struktur am Acherhübel ist wie am Porphyrfächer auf die gleiche Abkühlungsursache zurückzuführen.
Quartär
Das Quartär unterteilt sich in das Pleistozän (Eiszeitalter) und das Holozän, in dem wir heute leben. Lediglich das Eisschild der Elster- Kaltzeit erreichte das Gebiet des GEOPARKs. Das wichtigste eiszeitliche Sediment im GEOPARK-Gebiet ist der Löss, ein feiner Staub, der sich durch Fallwinde während der Vereisungen am Boden ablagerte. Später wurde er entkalkt und liegt heute meist als Lösslehm vor. Lössgebiete gelten als besonders fruchtbar.
