Das Mainzer Becken ist ein tertiäres, vor 38 bis 12 Ma entstandenes Meeresbecken, das zentral in Deutschland, im Gebiet des heutigen Rheinhessen, liegt (Abb. 2). Das Mainzer Becken war eine bis ca. 50 m tiefe Bucht, die das ehemalige Nordmeer mit der Paratethys verband. Hinweise für die Meeresverbindung liefern Funde fossiler Lebewesen, die als Mischformen von Lebewesen aus beiden Meeren gelten. Anhand eines Vergleichs von Fossilien mit rezenten Lebewesen konnte auf die damaligen Gegebenheiten geschlossen werden. Die Ergebnisse der so genannten Aktuogeologie zeigten, dass die Morphologie der Landschaft vor 35 Ma ähnlich wie heute war. Die Temperaturen lagen jedoch weitaus höher, im Oligozän lag die mittlere Jahrestemperatur bei 18°C (heute 10,5°C). Das Meer und die Uferzonen waren zu dieser Zeit mit der Karibik vergleichbar. Im Becken kam es zu einer stetigen Ablagerung von Sedimenten, was die Ursache für die vielen Funde tertiärer Fossilien ist. Das Becken wird vollständig von permischem Festgestein umgeben, das das Becken in einen südlichen und in einen nördlichen Teil gliedert, indem es - ähnlich wie ein Riegel - an die Erdoberfläche tritt (Alzey- Niersteiner Horst). Zur Ausbildung des Beckens kam es wahrscheinlich durch den Aufstieg eines Magmaplumes oder durch eine Schwächezone, die vor 50 Ma durch das Zusammenstoßen der zu dieser Zeit verbundenen Nordamerikanischen und Europäischen Platten mit der Südplatte entstand, im Karbon einbrach und den Rheingraben bildete.

Die Zusammensetzung des Wassers änderte sich im Lauf der Zeit von limnisch zu brakisch und schließlich zu Salzwasser. Dieser Zyklus lief in umgekehrter Richtung von Salzwasser zu limnisch ab, als durch die Hebung der Alpen die Verbindung zum Mittelmeer getrennt wurde und immer mehr Süßwasser in das Mainzer Becken floss.

Der Taunus entstand im Devon und Karbon (Beginn des Devon vor 410 Ma, Ende des Karbon vor 300 Ma) und ist das südöstlichste Teilgebirge des Rheinischen Schiefergebirges (Abb. 3). Im Westen ist der Taunus durch das obere Mittelrheintal und im Norden durch das Tal der Lahn begrenzt. Im Osten grenzt nördlich das Giessener Becken mit Dießenbach und Kleebach und im südlichen Anschluss die Wetterau mit Wetter und Nidda an den Taunus. Im Süden bildet der Rheingau eine natürliche Grenze. Vor der variskischen Gebirgsbildung war der Taunus ein Meeresbecken. Die Schichtfolge wurde im Zuge der variskischen Orogenese geschiefert, verschuppt und im Südwest-Nordost-Streichen wurden Sättel und Mulden gefaltet. Das ursprüngliche Gestein entstammt dem Kaledonischen Gebirge, hauptsächlich aus dem Devon. Aufgrund der damaligen unterschiedlichen räumlichen Anordnung der Kontinente konnte sich das Gebirge durch Schottland, Schweden, Norwegen, Nordafrika und durch Teile Russlands ziehen. Als Folge gibt es im Taunus ehemalige klastische Sedimente aus Norwegen und Schottland. Die heutigen Mittelgebirgsberge sind über Jahrmillionen gerundet, ausgeprägte und scharfe Formen fehlen. Das Relief steht im engen Zusammenhang mit den das Gebirge aufbauenden Gesteinen.

Das Naturdenkmal Trift bei Weinheim befindet sich in der Nähe des Ost- Eingangs von Weinheim (Abb. 4). Der Bereich ist eingezäunt. Das anstehende Sedimentgestein entstand in der Zeit des Oligozän vor etwa 30 Ma und besteht aus den Unteren Meeressanden. Die Körnung des Sandes ist mittel bis grob. Der Untere Meeressand wurde von der Strömung antransportiert und tritt in Küstenbereichen und allgemein an Beckenrändern auf. Es gibt harte Schichten, die durch starke karbonatische Bindung fest zementiert sind und sich meist durch den ganzen Aufschluss ziehen; sie sind wenig verwittert. Aus dem gleichen Material, Kalk (Kalkschalen) und Quarzsand, wie die harten Schichten bestehen auch die eher weicheren und bröckeligen Gesteinspartien. Die Bänke fallen leicht nach Norden ein. In den weicheren Bereichen sind viele Schalen zu erkennen. Die Schalen liegen meist inhomogen, unregelmäßig verteilt und als Bruchstücke vor. Wind, Würmer usw. sorgten für Bioturbation, also für eine Durchwühlung und Durchmischung der Böden und Sedimente. Die Bioturbation deutet auf ein sauerstoffreiches und lebensfreundliches Milieu hin. Der verfestigte karbonatreiche Sand bildet Kalkarenit, Kalkarenit beinhaltet Calcit und Karbonate. Bioklastisches Material bildet Oolithe aus (Kalkoolith), die im Wechsel mit Mergel, Ton und Sandstein geschichtet sind. Als Biokalkarenite sind sie fossilführend. Der Wechsel von harten und weichen Schichten ist mit dem Gehalt von gelöstem Kalk zu erklären. Kalk reichert sich bei geringer Wassertiefe an, Wärme lässt Wasser verdunsten und es kommt zur Anreicherung von Kalk. Möglicherweise wurde auch zu bestimmten Zeiten mehr Kalk eingetragen oder der Wasserspiegel kann Schwankungen unterlegen sein. Die Rippelmarken zeigen ebenfalls, dass es sich um einen Strandbereich gehandelt haben muss, der eine Wassertiefe von höchstens 60 m aufgewiesen hat. Die Strömung sorgte für viele Nährstoffe und so für eine ausgeprägte Tierwelt. Es gibt auffällige halbkreisförmige Bereiche, die durch Rochen auf Nahrungssuche  gebildet wurden: Ton und Feinmaterial werden aus den Vertiefungen ausgewaschen, grobes Material bleibt an Ort und Stelle, das Ergebnis sind so genannte Rochenkullen. Auf Augenhöhe gibt es einen Bereich, in dem Seekuhknochen angeschnitten sind. Es war zu dieser Zeit sehr warm, ähnlich warm wie im heutigen Mittelmeerraum. Hinweise darauf ist der hohe Kalkanteil und die Haifisch-, Rochen- und Seekuh- Fossilien. Die Höhlen am Fuß der steilen etwa 10 m hohen Wand sind im 2. Weltkrieg als Zufluchtsorte entstanden.

Der erste Aufschluss des zweiten Exkursionstages liegt in Lohrach im Taunus, 3 km nördlich von Assmannshausen (Abb. 9). Wir befinden uns hier, den Gesteinen nach zu urteilen, in der Taunuskamm-Einheit. Im Aufschluss stehen zwei unterschiedliche Gesteinstypen an: zum einen ein sehr feinkörniger metamorpher Quarzit, der so genannte Taunusquarzit, der gegenüber Umwelteinflüssen sehr beständig ist und dessen Ursprung aus weißen Küstensanden von Flachmeeren stammt. Zum anderen steht hier der durch Anchimetamorphose (Bereich zwischen Diagenese und Metamorphose) in einer Tiefe von 10 km entstandene Tonschiefer an, der keine Neubildung von Mineralien aufweist. Er ist bei einem Druck von 1,5 Kilobar und einer Temperatur von 300°C entstanden. Die Farbunterschiede weisen hier auf ein unterschiedliches Entstehungsmilieu hin. Die Entstehung hat im flachen Wasser statt gefunden, so dass bestimmte Stoffe im Gestein reduziert wurden. Das Gestein wird dabei leicht grünlich und fällt in dem sonst eher rot-braunen (oxidiertes Eisen) Tonschiefer auf. Es gibt Sandsteinschichten, die gerade durch die schräg einfallenden Schieferschichten laufen (Abb. 10) und Quarzgänge, die aus in Fluiden gelöstem Quarz hydrothermal auskristallisiert sind. Die Unterschiede zwischen der Richtung von Schichtung und Schieferung sind ein Zeichen von Tektonik.

200 m südlich von Aufschluss 12 gibt es die so genannten Magnetsteine (Abb. 14). Das Grundgestein ist ein Gabbro, der aus hellen und dunklen Gemengteilen in einer feinkörnigen Matrix besteht. Das Gestein enthält das Mineral Magnetit. Die Kompassnadel kann an diesen Gesteinen bis zu 30° abweichen, sie wird irritiert und zum Magnetstein hin abgelenkt. Wenn ein Gestein über seine spezifische Currietemperatur erhitzt wird, so verschwindet die gespeicherte Magnetisierung. Bei der Abkühlung unter die Currietemperatur wird dann die aktuell herrschende Magnetfeldrichtung gespeichert, so zu sagen „eingefroren“. Die Gesteinsschmelze hatte eine Temperatur von 1200°C, bei 550°C war die Schmelze erhärtet. Die Currietemperatur von Gabbro liegt bei 570°C. Durch Blitzeinschläge hat sich in den Steinen ein Stromfluss gebildet, das Gestein wurde über 570°C erhitzt und das aktuelle Magnetfeld gespeichert. Man findet in den Magnetsteinen die unterschiedlichsten Feldrichtungen. Das Alter der Magnetsteine wird auf 360 Ma geschätzt.

Am vierten und letzten Exkursionstag besuchten wir einen Steinbruch am Weichberg, 800 m nördlich vom Ort Böllstein im Böllsteiner Odenwald. In diesem Steinbruch stehen fünf unterschiedliche Gesteine an. Das im oberen Teil der Steinbruchwand anstehende graue Gestein besitzt eine klare Bänderung, ein 3- Flächensystem aus Biotit, Quarz und Plagioklas. Es ist ein metamorph überprägter Grano- Diorit als Ergebnis einer Regionalmetamorphose (wie z. B. einer Gebirgsbildung). Das darunter anstehende rote Gestein ist ein metamorph überprägter Granit, der aus Quarz, Kalifeldspat und wenig Plagioklas besteht. Ein weiteres Gestein setzt sich aus Quarz, Glimmer und Feldspat zusammen, ist sehr grobkörnig und im Nachhinein in Gängen auskristallisiert. Es handelt sich um einen jungen Pegmatit als typisches Ganggestein, das als Restschmelze in Klüften auskristallisiert, wobei sich oft sehr große Kristalle bilden.

Im oberen Bereich des Steinbruchs gibt es ein festeres und ein lockereres Gestein. Das festere Gestein ist hart und hat dunkle Bänder. Es handelt sich um einen Granat-Amphibolit, der aus Amphibolen und Grant besteht. Das lockere Material ist ein Paragestein, es ist sehr bröckelig und besteht aus Biotit, Quarz, Plagioklas, Epidot, Chlorit und Granat. Dieses Gestein wird Biotit-Granat-Plagioklas-Gneis genannt. In diesem Steinbruch erkennt man die Dachpartie eines vor ca. 415 Ma intrudierten Plutons. Zum Intrusionskontakt mit dem umliegenden Gestein kam es in einer Tiefe von 15- 18 km Tiefe (Kontaktmetamorphose).

Vor 380 Ma kam es zur Gebirgsbildung, bei der eine schwache Metamorphose stattgefunden hat. In den hangenden Schichten fand eine Polymetamorphose statt, die die Deckschichten überprägte und unten in den Gesteinen an der Sohle des Steinbruchs eine Monometamorphose.