Die ältesten Gesteine Hessens entstanden vor rund 500 bis 300 Millionen Jahren im Erdaltertum (Paläozoikum). Während des Ordoviziums und Silurs, vor allem aber im Devon und Karbon, lag das Gebiet des heutigen Hessens überwiegend unter einem ausgedehnten Meer. In diesem Meeresbecken wurden über viele Millionen Jahre mächtige Schichten aus Ton, Schluff, Sand und Kalk abgelagert. Die darin enthaltenen Fossilien von Trilobiten, Brachiopoden, Korallen, Seelilien und anderen Meeresorganismen belegen eindrucksvoll die damalige marine Umwelt und ermöglichen heute eine genaue Rekonstruktion der Erdgeschichte.

Im Devon vergrößerte sich das Meeresbecken durch Dehnungsbewegungen der Erdkruste. Entlang tiefreichender Bruchzonen stieg Magma auf und bildete untermeerische Vulkane. Auf den flacheren Vulkanbauten konnten sich unter tropischen Klimabedingungen ausgedehnte Korallenriffe entwickeln, während in den tieferen Bereichen weiterhin mächtige Sedimentfolgen abgelagert wurden. Mit den vulkanischen Prozessen entstanden gleichzeitig bedeutende Eisenerzlagerstätten, die später über Jahrhunderte wirtschaftlich genutzt wurden und die Entwicklung zahlreicher Regionen Hessens prägten.

Im Karbon änderten sich die tektonischen Verhältnisse grundlegend. Durch die Kollision der Kontinente Laurussia und Gondwana sowie dazwischenliegender Mikroplatten wurde das Meeresbecken zunehmend eingeengt. Die zuvor abgelagerten Sediment- und Vulkanite wurden unter erhöhtem Druck und erhöhter Temperatur gefaltet, teilweise metamorph überprägt und entlang großer Überschiebungszonen gegeneinander verschoben. Diese Prozesse führten zur Entstehung des Variskischen Gebirges, das sich einst über weite Teile Mitteleuropas erstreckte.

Obwohl dieses Hochgebirge im Verlauf von mehr als 300 Millionen Jahren weitgehend wieder abgetragen wurde, sind seine Gesteine bis heute in Hessen erhalten geblieben. Das Rheinische Schiefergebirge, der Kristalline Odenwald und der Spessart bilden eindrucksvolle Zeugnisse dieser Gebirgsbildung und stellen das geologische Fundament großer Teile Hessens dar. Mit dem Ende der variskischen Gebirgsbildung begann schließlich ein neuer Abschnitt der Erdgeschichte, in dem sich die Landschaft unter veränderten klimatischen und tektonischen Bedingungen erneut grundlegend wandelte.
 

Das Erdmittelalter (Mesozoikum) beginnt mit der Trias (251-199 Ma). Die sehr charakteristischen Gesteine der Trias werden in die Gruppen Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper unterteilt. Sie sind zeugen der in dieser Epoche ständig wechselnden teils festländischen teils marinen Ablagerungsbedingungen in Mitteleuropa. Der Buntsandstein (251-243 Ma) mit seinen mächtigen Sandsteinabfolgen, die in Flusssystemen abgelagert worden sind, steht für die überwiegend kontinentalen Verhältnisse in dieser Zeit. Es waren vielfach zyklisch aufgebaute Sande, Silte und Tone, die von verflochtenen bis mäandrierenden Flusssystemen transportiert wurden. Die Flusssysteme mündeten schließlich in einen zentralen Playasee. Bevorzugte Schütt-/Transportrichtung der Flüsse war von Südwesten und Südosten gegen Norden, teilweise konnten entlang des heutigen Rheinischen Schiefergebirges auch nach Osten gerichtete Transportwege der Sedimente gemessen werden.

Buntsandstein

Der Buntsandstein wird in den Unteren, Mittleren und Oberen Buntsandstein untergliedert. Im ältesten Unteren Buntsandstein, der Calvörde-Formation wurden insbesondere in den südlichen Randgebieten (Odenwald und Spessart) plattige bis bankige, fein- bis mittelkörnige, häufig rot gefärbte Sandsteine, oft mit Geröllen, abgelagert. Im Beckenzentrum - in Nordhessen sowie in Südniedersachsen - gelangten in dieser Zeit bereits überwiegend feinsandige und siltige - tonige Sedimente zur Ablagerung. Es handelt sich um rhythmische Ablagerungen, die an der Basis gröber körnig sind und zum Top der Schichten feiner körnig ausgebildet sind, sog. "fining upward"-Zyklen. Erst im oberen Teil des Unteren Buntsandsteins, der Bernburg-Formation herrschen feinklastische, pelitische Einschaltungen vor und es bildet sich eine Sand- Tonstein-Wechselfolge aus.

Der Mittlere Buntsandstein wird in vier Formationen (Volpriehausen-, Detfurth-, Hardegsen- und Solling-Formation) gegliedert, die jeweils durch eine basale Grobschüttung und darüber liegende sandig-tonige Wechselfolgen charakterisiert sind. Es sind zudem mehrere Diskordanzen (u.a. an seiner Basis) und deutliche regionale Mächtigkeitsunterschiede ausgebildet, welche auf synsedimentäre Bewegungen innerhalb der Erdkruste zurückgehen.

Die im Oberen Buntsandstein, der Röt-Formation, dominieren rote Ton- und Mergelsteine mit wenigen sandigen Zwischenlagen. Sie sind Zeugen eines großen Playasees, der sich in Nordhessen und den nördlich angrenzenden Regionen bis nach Norddeutschland ausgebildet hatte. Erste Meeresvorstöße in diesen Ablagerungsraum führen nach Eindampfung des Meerwassers zur Bildung von Gips- und Steinsalzlagen. In Hessen sind Gesteine der Röt-Formation nur im Ringgau sowie in einzelnen Grabenstrukturen wie der Altmorschen-Lichtenauer Grabenzone, dem Hersfelder oder dem Lauterbacher-Großenlüderer Grabensystem erhalten geblieben.

Mit dem Rückzug des Muschelkalk-Meeres wurde die Dominanz mariner Meeresablagerungen in Hessen unterbrochen. Der hessische Anteil des "Germanischen Beckens" lag zwischen überwiegend fluviatil beeinflussten Gebieten im Norden und marinen Ablagerungsräumen im Südwesten.  Im Keuper wurden daher zum einen Sande, Silte, Tone ("Schilfsandstein", "Lettenkohlensandstein") aus den kontinentalen Liefergebieten nach Hessen transportiert zum anderen schalteten sich immer wieder die Sedimente mariner Ingressionen mit ihren typischen Dolomitbänken ("Hauptdolomit", "Grenzdolomit", "Steinmergelkeuper") oder mächtigen Gipslagen ("Gipskeuper") als Anhydrit/Gips Wechselschichtungen, ein. Die jüngsten Sedimente des Keupers sind in Hessen nicht mehr verbreitet. Sie wurden im weiteren Verlauf der Erdgeschichte abgetragen.
 

Muschelkalk

Der Muschelkalk, die mittlere Gruppe der Trias (243-235 Ma), ist durch seine flachmarinen Karbonatschlämme (Wellenkalke) gekennzeichnet. Der erneute Wechsel von kontinentalen zu marinen Ablagerungsverhältnisse war durch tektonische Prozesse, die zur Anlage von Grabenstrukturen im Bereich des Mitteleuropäischen Beckens führten möglich geworden. Am Südostrand des sogenannten Germanischen Beckens konnte nun das Meer zunächst über die Ostkarpaten-Pforte und später im Oberen Muschelkalk auch über die Schlesisch-Mährische Pforte im Osten sowie die Burgundische Pforte im Südwesten aus dem Tethys-Ozean in das Germanische Becken eindringen. In der Muschelkalk-Zeit bildete sich in Hessen über einem ausgeglichenen Relief ein flaches, bei ariden Klimaverhältnissen zeitweise trockenfallendes Binnenmeer aus.

Die Muschelkalk-Gruppe ist dreigeteilt in eine untere, mittlere und obere Untergruppe. Der Untere Muschelkalk ist bestimmt durch mergelige Kalksteine (Wellenkalk) , die in einem seichten Flachmeer von einigen 10er Metern Tiefe entstanden sind und einen scharfen Kontrast gegenüber den roten Tonsteinen des Oberen Buntsandsteins bilden. Die Abschnitte der Wellenkalke wechseln sich mit wenige Meter mächtigen fossilreichen Bankzonen, der Oolith-, Terebratel- und Schaumkalkzone, ab. Sie sind die Zeugen einer kurzzeitig intensiveren Wasserzirkulation im Flachmeer, was zu einer Normalisierung der Salinität geführt hat und dadurch die Lebensbedingungen der damaligen Fauna deutlich verbesserte.  

Im Mittleren Muschelkalk wird das Germanische Becken zeitweise vom Meer abgeschnürt. In dieser Zeit bilden sich durch Eindampfung salinare Gesteine vor allem in Norddeutschland, sie sind in Hessen nicht mehr erhalten und werden von kavernösen Residualgesteinen vertreten. Typischer Weise treten im Mittleren Muschelkalk Hessens enge Wechselfolgen von Dolomit- und Anhydritbänken mit zwischengeschalteten Mergel- und Tonmergelsteinen auf.

Den Oberen Muschelkalk charakterisieren massige, fossilreiche Kalksteinbänke (Trochitenkalk) sowie die  Ceratitenschichten, plattige Kalksteine, denen Mergel- und Tonmergelsteine zwischengeschaltet sind.

Mit dem Muschelkalk endet in Hessen die marine Fazies des Germanischen Beckens und es beginnt die überwiegend terrestrisch geprägte Zeit des Keupers, in der nur wenige kurze Meeresvorstöße bis in den Ablagerungsraum hinein stattfanden.
 

Keuper

Die Keuperablagerungen Hessens sind Teil des "Germanischen Beckens", dem deutschen Anteil des Mitteleuropäischen Beckens zur Keuper-Zeit (235-199 Ma). Die Ausdehnung dieses Ablagerungsraumes hat sich seit der Muschelkalk-Zeit nicht wesentlich verändert. Die Liefergebiete für die in Hessen abgelagerten Keuper-Sedimente waren das Böhmische und das Vindelizische Massiv im Südosten oder aber über die südwestlich gelegene Burgundische Pforte das Tethys-Meer. Die Ablagerungen des Keupers waren flächendeckend in Hessen verbreitet, heute sind nur noch Reste dieser Schichtenfolge in Nordost-Hessen anzutreffen. Sie sind an Grabenstrukturen gebunden wie z. B. den Altenmorschen-Lichtenauer Graben, den Fuldaer Graben, Großenlüderer-, Lauterbacher, Netraer  und Kasseler Graben sowie der Spahl-Eiterfelder Mulde.
 

Im Tertiär näherten sich in Hessen die Land-Meer-Verteilung sowie die Oberflächengestaltung des Festlandes kontinuierlich den Verhältnissen der Gegenwart an. Anstelle der weiträumigen, epikontinentalen Überflutungen während des Mesozoikums ereigneten sich nun verhältnismäßig engräumige Meereseinbrüche in den Kontinentalsockel. Während sich im Alttertiär in Hessen nur kleinere lokale, teilweise auch noch brackische Binnenseen in der kontinentalen Entwicklung der Landschaft abzeichneten, setzte im Mitteloligozän (vor ca. 28 Ma) erneut eine Transgression ein, die über die Niederhessische Senke und den Oberrheingraben eine durch Hessen verlaufende Meeres-Verbindung zwischen dem Nordmeer und der Tethys herstellte. Die bekanntesten Ablagerungen aus dieser Zeit in Hessen sind der Rupelton und der Kasseler Meeressand. Aber bereits im oberen Oligozän zog sich dieses Meer wieder zurück, Hessen ist seit dieser Zeit endgültig unter Festlandseinfluss.

Die überwiegend von kontinentalen Bedingungen dominierten Abschnitte des Tertiärs sind durch das Auftreten von Braunkohlevorkommen im Wechsel mit mächtigen Sand-/Siltfolgen charakterisiert. Dabei entstanden in Hessen ab dem Mitteleozän, mächtige, enger begrenzte Braunkohlelager, die ihre Entstehung sowohl tektonischen Einbrüchen (z.B. Niederhessische Senke bei Borken) als auch epirogenetischer Absenkung (oft in Zusammenhang mit Vulkanismus wie z.B. am Meißner oder im Vogelsberg.
 

Der bis zu 20 km breite nördliche Oberrheingraben ist Teil eines großen Nord-Süd gerichteten Senkungsgebietes, dem Rhein-Rift-System, zu dem u. a. auch das Mainzer Becken, die Wetterau und die Niederhessische Senke gehören. Diese Schwächezone der Erdkruste ist Teil des „Europäischen Rift-Systems“ und reicht vom Mittelmeer (Südfrankreich) über weite Teile Mitteleuropas bis an die Nordsee (Niederlande). Sie ist die Ursache für die schwachen Erdbeben im Bereich des Oberrheingrabens. Während der Tertiär-Zeit bestand zeitweilig in diesem Senkungsbereich eine schmale Meeresverbindung zwischen einem nord- und einem südeuropäischen Meer.

Der hessische Anteil des Oberrheingrabens wird als Hessisches Ried bezeichnet und von Rhein, Main, Neckar und Kristallinem Odenwald begrenzt. Die Absenkung des Grabens findet seit ca. 45 Mio. Jahren ab der frühen Tertiär-Zeit (65 - 2,6 Mio. Jahre) bis in die Gegenwart hinein statt. Die heutigen Senkungsbeträge liegen z.B. bei Darmstadt um 0,2-0,4 mm pro Jahr. Insgesamt haben die Abwärtsbewegungen an der Grabenrandverwerfung einen Versatzbetrag von bis zu 4000 Meter erreicht. In Erdölbohrungen im Tal des Oberrheins wurden an wenigen Stellen kristalline Gesteine in einer Tiefe von etwa 2240 Metern erbohrt. Die gleichen Gesteinseinheiten bilden die Grabenschultern dieses Senkungsraumes im Kristallinen Odenwald. Seit Beginn des Grabeneinbruchs füllte sich die entstandene Senke im Laufe der Tertiär-Zeit mit bis zu 3000 m Sedimenten.

Während der letzten 2,6 Mio. Jahre der Quartär-Zeit, die überwiegend von Kaltzeiten geprägt waren, schütteten die alten Flussläufe von Rhein, Main und Neckar das Oberrheintal mit mehr als 300 m mächtigen Ton-, Sand- und Kiesschichten auf. Diese Sedimente enthalten eines der größten Grundwasservorkommen Hessens. Das Grundwasser ist in den Porenräumen der Kies- und Sandlagen gespeichert (Porengrundwasser) und wird durch zwischengeschaltete wenig wasserwegsame Tonlagen in mehrere Stockwerke gegliedert. Vor allem für den dicht besiedelten Ballungsraum Rhein-Main wird dieses Grundwasser intensiv genutzt. Da Sande und Kiese aber gleichzeitig begehrte Rohstoffe für die Bauwirtschaft sind, stehen Grundwassernutzung und Sand- / Kiesgewinnung im Hessischen Teil des Oberrheingrabens in (oft) konfliktträchtiger Konkurrenz zueinander.

Der Kristalline Odenwald wird im Norden begrenzt vom Sprendlinger Horst mit Gesteinen aus der Unterperm-Zeit (Rotliegend) und der Reinheimer Bucht, mit quartärzeitlichen Gesteinen in südlicher Fortsetzung der Untermainebene, im Osten vom Buntsandstein- Odenwald und im Westen jenseits der Grabenrandverwerfung vom Oberrheingraben.

Der Kristalline Odenwald wird in Bergsträßer und Böllsteiner Odenwald gegliedert, die durch eine Zone metamorpher Gesteine (Gneiszwischenzone) getrennt sind. Der größere, westlich gelegene Bergsträßer Odenwald besteht hauptsächlich aus magmatischen Gesteinen (Granite, Diorite, Gabbros), die durch schmale Zonen aus metamorphen Schiefern und Gneisen unterteilt sind. Der Böllsteiner Odenwald besteht aus einer Nord-Süd gestreckten Gneiskuppel, die von metamorphen Schiefern umgeben ist.

Die metamorphen Schiefer sind durch Druck und Temperatur veränderte ursprüngliche Sedimentgesteine. Die Gneise dagegen sind aus magmatischen (vorwiegend granitischen) Gesteinen hervorgegangen, die vor etwa 410 Mio. Jahren (Silur-Zeit) als Gesteinsschmelzen von unten in die sedimentären Gesteine eingedrungen sind.

Nach der Auskristallisation der Granite wurden diese mit den Sedimengesteinen in tiefere Bereiche der Erdkruste versenkt und dort hohen Temperaturen und Drücken ausgesetzt. Bei diesen Vorgängen traten Temperaturen bis zu 670 °C und Drücke von 4-6 kb auf. Bedingungen, die einer Versenkung in die Erdkruste von 12-18 km Tiefe entsprechen. In dieser Tiefe kam es zu einer Umkristallisation (Metamorphose) der Ursprungsgesteine, wobei metamorphe Schiefer und Gneise entstanden sind.

Während der variszischen Gebirgsbildung vor etwa 330-300 Mio. Jahren (Karbon-Zeit) wurden die Gesteine nochmals tief in die Erdkruste versenkt und dabei erneut metamorph überprägt. In dieser Zeit bildeten sich im Bergsträßer Odenwald verbreitet Gesteinsschmelzen, die in der Erdkruste als Granite und Diorite allmählich auskristallisierten. Gemeinsam mit den älteren Gabbros, die aus noch größeren Tiefen des äußeren Erdmantels stammen, stecken die Granite und Diorite heute als mächtige Eindringkörper zwischen den metamorphen Schiefern. Im Zusammenhang mit dem Magmatismus im Odenwald rissen im Gestein Spalten auf, in die Gesteinsschmelzen eingedrangen und dort zu unterschiedlichen Ganggesteinen auskristallisierten. Diese zeichnen sich durch eine große Mineral- und Gesteinsvielfalt aus.

Der Taunus liegt zwischen dem Oberrheingraben im Süden und dem Lahn-Dill-Gebiet im Norden und bildet den Südteil des Rheinischen Schiefergebirges. Er gliedert sich in den Vordertaunus, den Hochtaunus und den Hintertaunus. Die ältesten an der Erdoberfläche anstehenden Gesteine Hessens haben sich im unteren Erdaltertum (Ordovizium) gebildet und gehören zu der sogenannten Vordertaunuseinheit.

Das Lahn-Dill-Gebiet liegt im Ostteil des Rheinischen Schiefergebirges zwischen Taunus im Süden und Nordöstlichem Rheinischen Schiefergebirge im Norden. Es setzt sich aus drei größeren tektonischen Einheiten zusammen: Lahn-Mulde im Südosten, Dill-Mulde im Nordwesten und die sogenannte Hörre-Zone dazwischen. Diese drei Strukturen werden von marinen Sedimentgesteinen der Devon-Zeit (408 bis 362 Mio. Jahre) und der Unterkarbon-Zeit (362 bis 322 Mio. Jahre) aufgebaut. In der Lahn- und Dill-Mulde wurden zur gleichen Zeit den Sedimentgesteinen großflächig vulkanische Gesteine zwischengeschaltet.

Das Gebiet bildete damals den Boden eines tropischen Flachmeeres, das den Südrand eines Kontinents überflutete. Der Abtragungsschutt des im damaligen Norden gelegenen Kontinents (Old- Red-Kontinent) wurde von Flüssen in das Flachmeer transportiert und als Sand und Ton, die heute zu Gesteinen verfestigt sind, abgelagert. Durch Dehnungsvorgänge in der Erdkruste bildeten sich auf dem Meeresgrund mehrere beckenförmige Eintiefungen, u. a. das Lahn- und das Dill-Becken. Im Gefolge der Dehnungsvorgänge entstanden tiefe, bis in den Erdmantel reichende Risse, auf denen basaltische Gesteinsschmelzen z. T. unmittelbar bis zum Meeresboden aufstiegen und dort zahlreiche untermeerische Vulkane aufbauten. Die Vulkane reichten während der Devon-Zeit vielfach über die Meeresoberfläche hinaus. Diese Inseln waren im damaligen tropischen Klima von Korallenriffen umgeben, die bis heute als versteinerte Riffkörper erhalten sind.

Durch die untermeerische Verwitterung der vulkanischen Gesteine entstanden besonders in der Devon-Zeit Roteisenerzlager. Diese Lagerstätten wurden früher in einer Vielzahl von Eisenerzgruben abgebaut. Am Ende des Sedimentationsgeschehens im Lahn-Dill-Gebiet wurden in der Unterkarbon-Zeit Grauwacken abgelagert, die den Beginn der sogenannten variszischen Gebirgsbildung in der Oberkarbon-Zeit (vor 322 bis 290 Mio. Jahren) anzeigen. Dabei wurden die ursprünglich flach abgelagerten Gesteinseinheiten gefaltet, zerbrochen und geschiefert. Unter anderem bildeten sich aus den Tonsteinen die heutigen Tonschiefer. Teile dieser Schiefer wurden noch bis vor wenigen Jahren als Dachschiefer in mehreren Gruben abgebaut.

Die darauf folgende Heraushebung des Gebirges über den Meeresspiegel führte zu seiner Abtragung und Einebnung. Während des späten Erdmittelalters und der frühen Erdneuzeit unterlag die Landoberfläche in diesem Raum einer tiefgreifenden Verwitterung unter tropisch feuchtem Klima. In der Tertiär-Zeit wurde aufgrund tektonischer Hebungsbewegungen die Verwitterungsrinde fast vollständig abgetragen.

Die geologische Überlieferung setzt danach erst wieder mit Lockersedimenten der Quartär-Zeit ein, die über der entstandenen Verebnungsfläche abgelagert wurden. Während dieses Zeitraumes entwickelte sich infolge der andauernden Hebung des Rheinischen Schildes das heutige Flussnetz durch Einschneiden in die alten Verebnungsflächen.

Die Wetterau ist ein Senkungsgebiet zwischen Taunus im Westen, Vogelsberg im Osten und Untermainebene im Süden. Wie die Niederhessische Senke und der Vogelsberg liegt auch die Wetterau in der nordöstlichen Verlängerung des Oberrheingrabens und gehört damit zu der Schwächezone, die in der Tertiär-Zeit eingesunken ist. Hier konnten sich mächtige Sedimentschichten des Tertiärs ansammeln. Auch aus der Quartiär-Zeit blieben wegen der abgesenkten Position mächtige Sedimentschichten erhalten. Sie bestehen vorwiegend aus Löss, einem feinen Staub, der während der Kaltzeiten durch Windtransport herangeweht worden war und damals in mächtigen Schichten große Teile von Hessen bedeckt hatte. Auf Löss entwickelten sich sehr ertragreiche Böden. Deshalb ist die Wetterau eine der fruchtbarsten Landschaften Deutschlands, die weitflächig intensiv landwirtschaftlich genutzt wird.

Der Vogelsberg bildet eine flache, durch Verebnungsflächen untergliederte Erhebung aus vulkanischen Gesteinen. Er ist durch ein Talnetz gekennzeichnet, das sich vom Hohen Vogelsberg in alle Richtungen radialstrahlig bis in die Randregionen erstreckt. Seine höchste Erhebung ist der Taufstein (774 m über dem Meeresspiegel). Die vulkanischen Gesteine bilden mit einer Fläche von ca. 2200 km² das größte geschlossene Vulkangebiet Mitteleuropas. Der Vogelsberg ist Teil einer Kette von Vulkanzentren, die sich von der Eifel über Westerwald, Vogelsberg und Rhön bis nach Schlesien erstreckt. Diese Vulkangebiete waren während verschiedener Abschnitte der Erdneuzeit aktiv.

Die starken vulkanischen Aktivitäten in Mitteleuropa stehen in engem Zusammenhang mit der Gebirgsbildung der Alpen. Durch die Kollision der afrikanischen mit der eurasischen Kontinentalplatte in der Erdneuzeit wurde auch das den heutigen Alpen vorgelagerte Gebiet Mitteleuropas von kräftigen Bewegungen in der Erdkruste geprägt. An den z. T. tiefreichenden Bruchlinien stiegen basaltische Schmelzen bis an die Erdoberfläche auf. Die Schmelzen stammen fast ausschließlich aus einer Tiefe von über 50 km, also aus dem Oberen Erdmantel. In der Tertiär-Zeit setzte vor ca. 19 Mio. Jahren die Förderung von basaltischen Schmelzen im Vogelsberg ein. Nach einem Maximum der Vulkantätigkeit zwischen 17 und 15 Mio. Jahren fanden vor ca. 10 Mio. Jahren letzte Eruptionen statt. Der Vogelsberg ist ein komplexes Vulkangebiet, in dem Zeiten vulkanischer Aktivitäten mit Ruhephasen wechselten.

In den Zeiten vulkanischer Aktivität sind basaltische Gesteinsschmelzen an die Erdoberfläche aufgestiegen und als Lavaströme von den Eruptionszentren in die tiefer gelegenen Bereiche geflossen. Daneben wurde bei explosiven Ausbrüchen vulkanisches Lockermaterial (Asche, Lapilli etc.) ausgeworfen und abgelagert. Einige vulkanische Gesteine enthalten häufig größere Gesteinsbruchstücke aus dem Erdmantel, die beim schnellen Aufstieg der Gesteinsschmelze aus der Tiefe mitgebracht wurden. Andere vulkanische Gesteine des Vogelsberges zeigen, dass sie erst nach längeren Zwischenaufenthalten (von einigen 10 000 Jahren in Magmenkammern innerhalb der Erdkruste) an die Erdoberfläche gelangt sind.

Die Gesamtfördermenge an vulkanischen Produkten im Vogelsberg ist unbekannt. Trotz erheblicher Abtragung seit dem Ende der vulkanischen Tätigkeit ist im zentral gelegenen Hohen Vogelsberg jedoch noch eine vermutlich mehr als 800 m mächtige vulkanische Abfolge erhalten geblieben. Eine 1996 ca. 2,5 km südöstlich von Ulrichstein niedergebrachte Forschungsbohrung erreichte eine Tiefe von 656 m unter Gelände. Die Basis der vulkanischen Abfolge wurde in dieser Bohrung noch nicht erreicht.

Während der Ruhephasen wurden Teile der vulkanischen Ablagerungen abgetragen und umgelagert. Durch Verwitterungsprozesse kam es zur Bodenbildung (u.a. Laterit, Bauxit), die auf ein feucht-warmes Klima hinweist. Zwischen den vulkanischen Gesteinseinheiten eingeschaltete Seesedimente mit Braunkohlebildungen belegen das zeitweilige Vorhandensein von größeren und kleineren Seen.

Die Mittelgebirgslandschaft der Rhön untergliedert sich mit ihren langgestreckten Höhenzügen, flachwelligen Hochflächen, kuppenförmigen Einzelbergen und tief eingeschnittenen Tälern in die drei Landschaftstypen Rhönvorland, Kuppenrhön und Hohe Rhön. Die unterschiedlichen Landschaftsformen ergeben sich aus dem differenzierten geologischen Aufbau der Rhön. Hessen hat Anteil an allen drei Naturräumen.

Das Rhönvorland mit seinen langgestreckten und sanft gewölbten Bergrücken, die nur selten mehr als 500 m Höhe erreichen, wird im wesentlichen aus Gesteinen der Untertrias-Zeit (Buntsandstein aus vorwiegend roten Sand-, Schluff- und Tonsteinen) aufgebaut. Jüngere Triasgesteine, meist solche des Muschelkalks, seltener auch des Keupers, sind nur in geologischen Mulden oder Gräben (tektonischen Tieflagen) erhalten geblieben. Vulkanische Gesteine der wesentlich jüngeren Tertiär-Zeit kommen im Rhönvorland nur ganz vereinzelt vor.

Die Kuppenrhön ist äußerst vielgestaltig. Weithin sichtbar erheben sich zahlreiche, aus tertiärzeitlichen vulkanischen Gesteinen aufgebaute Einzelkuppen mit Höhen von 650 bis 839 m (Milseburg) über das hügelige Bergland der Gesteine aus der Trias-Zeit. Die heute in den Kuppen an der Erdoberfläche anstehenden vielfältigen vulkanischen Gesteine sind meist als ehemals in den Trias-Gesteinen steckende Vulkanunterbauten (Förderschlote, Gänge) oder domartige Intrusionskörper zu deuten. Diese Intrusionskörper sind dadurch entstanden, dass magmatische Schmelzen in andere verfestigte Gesteinsverbände (hier die Gesteinsschichten der Trias-Zeit) eingedrungen sind und dort erstarrten. Erst durch eine tiefreichende Abtragung der umgebenden Triasgesteine sind diese wiederstandsfähigen Vulkanunterbauten heute an der Erdoberfläche freigelegt.

Die Hohe Rhön wird fast ausschließlich aus vulkanischen Gesteinen der Tertiär-Zeit aufgebaut. Der breite, massige Bergzug, mit flachwelligem Hochplateau, erhebt sich als auffälliger Steilanstieg durchschnittlich 200 m über Kuppenrhön bzw. Rhönvorland. Im Mittel werden Höhenlagen von 800 m, mehrfach aber auch 900 m erreicht. Der westliche Ausläufer, die Wasserkuppe hat als höchste Erhebung der Rhön und Hessens eine Höhe von 950 m. In der Hohen Rhön ist eine fast 300 m mächtige Abfolge vulkanischer Gesteine erhalten. Entstanden sind diese Vulkangesteine, als sich an der Landoberfläche ausfließende Gesteinsschmelzen (Laven) sowie bei explosiven Ausbrüchen ausgeworfene vulkanische Produkte (Aschen, Lapilli etc.) und deren Umlagerungsprodukte im Gebiet der Rhön ablagerten.

Die vulkanische Abfolge überdeckt einen schon vorvulkanisch intensiv in Bruchschollen zerlegten Untergrund aus Sedimentgesteinen der Trias- und untergeordnet der Tertiär-Zeit. Besonders erwähnenswert sind die fossilreichen Schichten der unteren Tertiär-Zeit (Oligozän) der ehemaligen Braunkohlen-Lagerstätte Sieblos (¨Sieblos-Schichten¨) am westlichen Hangfuss der Wasserkuppe.

Die vulkanischen Bildungen der Rhön sind nur die Überreste der vulkanischen Aktivitäten, die im Rhöngebiet durch radiometrische Altersdatierungen (Altersbestimmungen durch Feststellen des Gehaltes an bestimmten radioaktiven Stoffen und deren Zerfallsprodukten in einem Gestein) für die Zeit zwischen etwa 25 und 11 Millionen Jahren vor heute belegt sind. Die Hauptaktivität endete in der Rhön jedoch schon vor ca. 18 Millionen Jahren.

Die Vulkanprovinz der Rhön gehört ebenso wie das Vulkangebiet des Vogelsberges zu einer Kette von Vulkanzentren, die sich von der Eifel über Westerwald, Vogelsberg und Rhön bis nach Schlesien erstreckt.

Ein großes Gebiet in Nord-, Mittel- und Osthessen wird von der Hessischen Buntsandsteinscholle bzw. der Hessischen Buntsandsteintafel eingenommen. Heute stehen in diesem Raum überwiegend flach liegende, z. T. leicht gewellte Sedimentgesteine der Untertrias-Zeit (Buntsandstein) an.

Begrenzt wird diese Scholle im Süden vom Vogelsberg, im Westen vom Rheinischen Schiefergebirge, im Norden vom Oberwälder Land bzw. Solling und im Osten von der Eichsfeld-Schwelle, dem Thüringer Becken und der Rhön. Eingebettet in die Hessische Buntsandsteinscholle liegt die Niederhessische Senke.

Die Schichten des Buntsandsteins bestehen vorwiegend aus bunten (gelb, braun und vor allem rot gefärbten) Sand- und Tonsteinen. Der Bereich der Hessischen Buntsandsteinscholle gehörte schon vor der Trias-Zeit, also in der Perm-Zeit, vor etwa 250 Mio. Jahren, zu einem von Norddeutschland und Polen bis nach Südhessen reichenden Senkungsraum (¨Germanisches Becken¨), in dem außer kalkigen und Gips führenden Gesteinen auch Salze abgelagert wurden. In den bis zu 300 m mächtigen Salzfolgen (meist Steinsalz) des Werra-Fulda-Gebietes, liegen zwei abbauwürdige 2 und 4 m mächtige Kaliflöze. Diese Kalisalze werden schon seit etwa 90 Jahren industriell abgebaut und haben als Düngemittel große Bedeutung in der Landwirtschaft.

Über dem Zechstein (Oberperm-Zeit) wurden zunächst bis zu 1000 m mächtige Sandsteine sowie Ton- /Schluffsteine des Buntsandsteins (Untertrias-Zeit) abgelagert, darüber mit etwa 550 m Mächtigkeit weitere Gesteinsschichten der Trias-Zeit (Muschelkalk, Keuper) sowie Gesteine der Jura- und Kreide-Zeit in unbestimmter Mächtigkeit.

Bewegungen der Erdkruste führten schon im späten Erdmittelalter zur Bildung einzelner Bruchschollen und Grabenzonen. In den Gräben blieben jüngere Ablagerungen des Erdmittelalters (Muschelkalk, örtlich Keuper und Jura) bis heute erhalten. Außerhalb der Senkungsbereiche wurden sie bis zum Ende der Tertiär-Zeit im Gebiet der Hessischen Buntsandsteinscholle weitgehend abgetragen. In der mittleren bis späten Tertiär-Zeit senkte sich innerhalb der Scholle entlang einer Schwächezone der Erdkruste die Niederhessische Senke langsam ab. Die Bruchzonen wurden vor allem an den Senkungsrändern von aktivem Vulkanismus begleitet, der neben der Niederhessischen Senke vor allem die südlich und südöstlich an die Hessische Buntsandsteinscholle angrenzenden Gebiete, den Vogelsberg und die Rhön, erfasste.

In der Quartär-Zeit, besonders im Eiszeitalter (Pleistozän), wurde das Gebiet erneut gehoben und Flüsse schnitten tiefe Täler in die ehemals flache Tertiär-Landschaft ein. Die Reste dieser Ebene sind heute noch als Hochplateaus in Höhen zwischen 450 und 500 m erhalten.