Quarzite vom Lithotyp „Hoher Stein“ sind dickbankige und massige Quarzite, die nach dem Hohen Stein bei Erlbach benannt sind (Freyer 1995). Aufgrund des Fehlens von Fossilien werden diese Quarzite nach lithostratigraphischen (Modalbestand, Maturität und Korngrößenspektrum der Protolithe) und geochemischen Kriterien den Schönecker Schichten der Weißelster-Folge des Tremadoc zugeordnet (Wiefel 1970, Douffet und Steinbach 1970, Douffet 1977). Petrographisch bestehen die Hoher-Stein-Quarzite vor allem aus Quarz (~80 wt.%), Serizit (~10 wt.%) und akzessorischen Mineralen, wie feinschuppigen Chlorit und Schwermineralen (~1,25 wt.%): Zirkon, Turmalin). Primäre Sedimentstrukturen sind nur reliktisch erhalten (Lemke 1985). Quarzite vom o.g. Lithotyp sind vom südlichen Vogtland bis in den Bereich von Flöha verbreitet (Lorenz und Hoth 1962). Markante Riffzüge bilden die o.g. Quarzite nur in der südvogtländischen Querzone aus, vor allem im Gebiet Schöneck-Falkenstein-Auerbach (Freyer 1995). Charakteristisch für die Quarzite vom Typ „Hoher Stein“ ist das Auftreten als 5-20 m mächtige und 100 bis 200 m lange linsenförmige Körper mit einer häufig ausgeprägten Übergangsfazies von Quarziten zu Phylliten mit einer intensiven Wechsellagerung von ton- und schluffschieferartigen Phylliten und Quarziten im m bis cm Bereich (Fahr 1968; Douffet 1977).

Interpretiert werden die Riffzüge des Hoher-Stein-Quarzit als Reste eines flachmarinen Sandbarrensystems, welches einem Hochgebiet im Bereich des heutigen Erzgebirgskristallins vorgelagert war (Abbildung 2; Lemke 1985, Freyer 1995). Aufgrund der zunehmend gröberen Korngrößen im südlichen Teil des Verbreitungsgebietes der o.g. Quarzite wird ein weiteres Sedimentliefergebiet im Südwesten vermutet (Abbildung 2; Lemke 1985). Nach ihrer Ablagerung wurden die o.g. Sandbarren, wie die unterlagernden Ton-reichen Sedimente (jetzt als Phyllite ausgebildet), im Zuge der variszischen Regionalmetamorphose grünschieferfaziell (mit Temperaturen bis 400 °C) überprägt (Lemke 1985).

Quarzite vom Lithotyp „Hoher Stein“ sind dickbankige und massige Quarzite, die nach dem Hohen Stein bei Erlbach benannt sind (Freyer 1995). Aufgrund des Fehlens von Fossilien werden diese Quarzite nach lithostratigraphischen (Modalbestand, Maturität und Korngrößenspektrum der Protolithe) und geochemischen Kriterien den Schönecker Schichten der Weißelster-Folge des Tremadoc zugeordnet (Wiefel 1970, Douffet und Steinbach 1970, Douffet 1977). Petrographisch bestehen die Hoher-Stein-Quarzite vor allem aus Quarz (~80 wt.%), Serizit (~10 wt.%) und akzessorischen Mineralen, wie feinschuppigen Chlorit und Schwermineralen (~1,25 wt.%): Zirkon, Turmalin). Primäre Sedimentstrukturen sind nur reliktisch erhalten (Lemke 1985). Quarzite vom o.g. Lithotyp sind vom südlichen Vogtland bis in den Bereich von Flöha verbreitet (Lorenz und Hoth 1962). Markante Riffzüge bilden die o.g. Quarzite nur in der südvogtländischen Querzone aus, vor allem im Gebiet Schöneck-Falkenstein-Auerbach (Freyer 1995). Charakteristisch für die Quarzite vom Typ „Hoher Stein“ ist das Auftreten als 5-20 m mächtige und 100 bis 200 m lange linsenförmige Körper mit einer häufig ausgeprägten Übergangsfazies von Quarziten zu Phylliten mit einer intensiven Wechsellagerung von ton- und schluffschieferartigen Phylliten und Quarziten im m bis cm Bereich (Fahr 1968; Douffet 1977).

Interpretiert werden die Riffzüge des Hoher-Stein-Quarzit als Reste eines flachmarinen Sandbarrensystems, welches einem Hochgebiet im Bereich des heutigen Erzgebirgskristallins vorgelagert war (Abbildung 2; Lemke 1985, Freyer 1995). Aufgrund der zunehmend gröberen Korngrößen im südlichen Teil des Verbreitungsgebietes der o.g. Quarzite wird ein weiteres Sedimentliefergebiet im Südwesten vermutet (Abbildung 2; Lemke 1985). Nach ihrer Ablagerung wurden die o.g. Sandbarren, wie die unterlagernden Ton-reichen Sedimente (jetzt als Phyllite ausgebildet), im Zuge der variszischen Regionalmetamorphose grünschieferfaziell (mit Temperaturen bis 400 °C) überprägt (Lemke 1985).

Der flächenmässig größte Anteil im UG besteht aus ordovizischen Ton- und Schluffphylliten des Tremadoc der Weißelsterabfolge (Abbildung 1; Berger 1991, Freyer 1995). Diese relativ monotone Phyllit-Einheit zeigt eine durchschnittliche Mächtigkeit von 850 m und lässt sich durch petrografische Charakteristika noch weiter untergliedern: Schönecker Schichten (quarzstreifige Ton- und Schluffphyllite, Gunzener- und Hoher-Stein-Quarzit); Rebersreuther Schichten (quarzstreifenfreie Ton- und Schluffphyllite) (Abbildung 1, Berger 1991, Freyer 1995). Aufgrund ihrer hohen Verwitterungsanfälligkeit bilden diese Gesteine zumeist keine morphologischen Erhebungen und treten in der Landschaft kaum in Erscheinung. Über den Phylliten und Quarziten der Weißelsterabfolge befindet sich die Phycoden-Folge, welche sich petrografisch in eine Phycoden- (Schluffschiefer, z.T. Schluffphyllite mit Feinsandbändern) und Phycodendachschiefereinheit (schichtungsarme Schlussphyllite, selten auch Schluffschiefer) einteilen lässt (Berger 1991, Freyer 1995). Namensgebend für diese Gruppe ist das Leitfossil Phycoden. Die Gesteine dieser Gruppe sind im Vergleich zur Weißelsterabfolge z.T. nur schwach regionalmetamorph überprägt und als sog. Schluffschiefer ausgebildet.

Östlich von Falkenstein ist die Weißelster- und Phycoden-Abfolge in Wechsellagerung ausgebildet. Darüber hinaus sind am südöstlichen Rand des UG Schluff-, Ton-, und Muskowit-Phyllite aus dem Mittleren (Rauner Gruppe) und Oberen Kambrium (Klingenthaler Gruppe) ausgebildet (Abbildung 1; Berger 1991, Freyer 1995).

Die möglicherweise Kambrischen und die als sicher Ordovizisch eingestuften Tonschiefer und Phyllite wurden von spät-Variszischen granitischen Magmen intrudiert (Abbildung 1) und zeigen in den Kontaktbereichen typische kontaktmetamorphe Gesteinsabfolgen (siehe Kontaktgesteine des Bergener und Eibenstocker Granits). Interpretiert werden diese Einheiten als flachmarine Ablagerungen. Im Kambro-Ordovizium war Süd- und Mitteleuropa durch flache Meere geprägt, die durch Inseln und Schwellengebiete gegliedert waren (Abbildung 2). Die Festlandsmassen trugen vermutlich noch keine Pflanzendecke (Freyer 1995), was die Erosion der Schwellengebiete beförderte.

Das spät-Variszische Granit-Massiv von Bergen–Lauterbach ist bevorzugt von Ordovizischen Phylliten umgeben (Abbildung 1), die dem Vogtländischen Synklinorium zugeordnet werden. Der Bergener Granit (ca. 10 x 3 km) verläuft in seiner Längsachse in NE-SW-Richtung (Abbildung 1, Abbildung 3). Die Oberflächenkontur des Bergener Granitmassives ist relativ unregelmäßig, vorwiegend bedingt durch NW-SE streichende Störungen, die den Granit durchschlagen (Abbildung 3; Freyer und Tröger 1965, Pietzsch 1962). Typisch für den Bergener Granit ist ein z.T. sehr ausgeprägter Kontakthof von 2 bis 3 km Breite in den ordovizischen und silurischen Rahmengesteinen (Abbildung 1). Im Raum Theuma führte diese Kontaktmetamorphose aufgrund optimaler geologischer Bedingungen zur Bildung eines weltweit seltenen Natursteinlagerstätten-Typs, dem „Theumaer Fruchtschiefer“.

Aufgrund seiner geringen Verwitterungsresistenz bildet der Bergener Granit eine Depression, die morphologisch von relativ verwitterungsbeständigen, kontaktmetamorphen Schiefern umgeben ist (Abbildung 1), die als markante Höhenzüge mit bis zu 80 m Höhenunterschied im Landschaftsbild erkennbar sind (Freyer und Tröger, 1965).

Petrographisch ist der Bergener Granit vorwiegend ein mittel- z.T auch grobkörniger Zweiglimmergranit, der bereichsweise porphyrische Texturen aufweist. Der Zweiglimmergranit besteht mineralogisch aus Quarz, Orthoklas, Plagioklas (Oligoklas), Biotit und Muskovit. Akzessorisch treten Apatit, Zirkon, Magnetit, Pyrit, Turmalin und Uraninit auf. Turmalin ist typisch und in 2 bis 8 cm großen Aggregaten ausgebildet, die sog. „Turmalinsonnen“ bilden.

Das Bergener Granitmassiv wird von Ganggraniten und Apliten durchschlagen und zeigt bereichsweise pegmatitische Schlieren (Abbildung 3). Im Granit und im Kontakthof sind Lamprophyr-Gesteinsgänge ausgebildet (Freyer 1995, Seifert 2008, Freyer und Tröger 1965). Die Hauptkluftsysteme im Bergener Granit streichen NE-SW und NW-SE (Höpfner 1929).

Der Bergenener Granit intrudierte nach der Hauptdeformation der Varizischen Orogenese (ca. 340 Ma) im Oberkarbon (ca. 320 Ma; cf. Pälchen und Walter 2008) in die schwach metamorph überprägten paläozoischen Einheiten des Vogtlandes. Beim Eindringen des Magmas in das Nebengestein entstanden durch Wärmeabgabe und Druckerhöhung verschiedene kontaktmetamorphe Gesteine (s. Kapitel 2.1.4).

Der Bergener Granit wird im Vergleich zu anderen spät-Variszischen Graniten als F-armer Zweiglimmergranit charakterisiert und als „Typ Bergen“ bezeichnet (Förster et al. 1998). Diesem Granittyp entsprechen z.B. im West-Erzgebirge massive Granite und Stöcke im Raum Schwarzenberg.

Der anstehende Bergener Granit zeigt häufig intensive Vergrusungen, die z.T. mehrere Meter mächtig sind. Historisch waren im Bereich des Bergener Granitmassives zahlreiche Steinbrüche aktiv, die den Granit als Werkstein und den Granitgrus als Baustoff gewonnen haben (Dienemann und Burre 1929).

Das Granitmassiv von Eibenstock-Nejdek ist mit einer Fläche von ca. 650 km² das größte ausstreichende Granitvorkommen im Erzgebirge-Krušné hory. Der sächsische Anteil (Eibenstocker Granit) umfasst eine Fläche von 280 km² und beinhaltet wirtschaftlich interessante Ressourcen, wie z.B. die Sn-Lagerstätte Gottesberg.

Typisch für das Eibenstocker Granitmassiv ist die große texturelle Vielfalt der verschiedenen Lithotypen, die von Förster et al. (1998) dem F- und P-reichen Li-Glimmer-Granit (Typ Eibenstock) zugeordent werden und relativ viel Li-Glimmer und Topas führen. Vergleichbare Granite werden aus dem mittleren Erzgebirge beschrieben, z.B. Greifensteine und Pobershau (cf. Pälchen und Walter 2008; Seifert 2008). Das Granitmassiv zeigt einen mehrphasigen Aufbau, die durch grobkörnig-porphyrische (z.B. Steinbruch an der Talsperre Sosa, Typ Eibenstock) und mittelkörnige Varietäten (Zinngrube Tannenberg, Steinbruch Hahn im Muldental: Subtyp Blauenthal) repräsentiert werden (Pälchen und Walter 2011, Schust und Wasternack 2002).

Die Hauptgranit-Lithotypen des Eibenstocker Granitmassives werden von feinkörnigen stockförmigen Graniten und Apliten durchschlagen. Im Hauptgranit Typ Eibenstock sind vereinzelt fein- bis mittelkörnige porphyrische Granite in Form von Schollen mit Größen von bis zu einigen 10er Metern ausgebildet (z.B. Subtyp „Walfischkopf“, Pälchen und Walter 2008).

Der grobkörnige Granit ist an der Oberfläche oft stark grusig verwittert, bis zu „Granitsanden“. Durch deutlich ausgeprägte horizontale und vertikale Kluftsysteme ist der Granit häufig in bankförmige Platten zerlegt, wie man es z.B. an den „Hefeklößen“, einem unter Schutz stehenden Geotop im Schwarzwassertal bei Breitenbrunn, gut erkennen kann (Prescher et al. 1987).

Im Kontaktbereich zu den Kambro(?)-Ordovizischen Phylliten und Tonschiefern um den Eibenstocker Granit ist ein markanter Kontakthof entwickelt, der in seinem inneren Teil aus schiefrigem Andalusit- und Andalusit-Cordierit-Glimmerfelsen besteht und im äußeren Bereich Fleck- und Fruchtschiefer mit relativ wenig veränderter Schiefersubstanz zeigt. Ein gutes Beispiel für Kontaktgesteine des Eibenstocker Granites bildet die Felsengruppe des Hirschensteins an der Großen Aschenbergschanze im Steinbachtal bei Klingenthal. Dieses Geotop liegt im inneren Kontakthof des Eibenstocker Granites. Die Kontaktschiefer haben hier eine graublaue Färbung und enthalten zahlreiche dunkle Andalusit- und Cordierit-Mineralneubildungen (Prescher et al. 1995). An der Westflanke des Granitmassivs sind im Bereich der Lagerstättenstruktur Gottesberg verschiedene saure Subvulkanite (Rhyolithe und Mikrogranite) erbohrt worden, die den Eibenstocker Hauptgranit durchschlagen und vermutlich mit der Entstehung der Zinnlagerstätten Gottesberg und Tannenberg assoziiert sind (Gottesmann et al. 1995, Seifert 2008, 2017, Wasternack et al. 1995). Im Bereich der o.g. Zinnlagerstätten wurden darüber hinaus dunkle, mafische Ganggesteine nachgewiesen, die den Eibenstocker Granit durchschlagen und als Lamprophyre identifiziert wurden, also Aktivierungsprozesse des oberen Erdmantels im Zeitraum 320 bis 300 Ma belegen (Seifert 2008, 2017).