Der Harz ist eine herausgeschnittene Pultscholle des Jungpaläozoikums, welche aus großer Tiefe um bis 3000 m emporgehoben wurde, entlang der Nordrandstörung, die der Linie Langelsheim – Goslar – Harzburg – Wernigerode – Blankenburg – Thale – Ballenstedt folgt.
Der steil geböschte Nordrand des Harzes bildet eine markante Landschaftsgrenze zum hügeligen nördlichen Harzvorland. Zum Mansfelder Land im Osten und zur Thüringischen Senke im Süden ist die Oberfläche schwach geneigt, das Gebirge geht ohne morphologische Grenze sanft abfallend in das Vorland über. Am Südrand ist die Goldene Aue vorzufinden, welche durch Subrosion von Zechsteinsalzen in der Tiefe entstand. Im Westen folgt mit einer Stufe das Leinebergland. Der Westabbruch des Harzes ist durch eine Grabenstruktur bestimmt, Nord – Süd gerichtete Störungen treffen und vergittern sich mit aus dem Harz nach Nordwesten fortsetzende Störungen.
Das während der Ära des Paläozoikums entstandene Gebirge, auch Variszisches Gebirge genannt, bildet den tieferen Untergrund des Harzes.

Morphologisch wird der Harz in drei große Einheiten unterteilt, den Ober-, Mittel- und Unterharz.
Der Oberharz bildet den westlichen Teil des Harzes. Er umfasst die geologischen Einheiten Claustaler Zone, Oberharzer Devonsattel, Oberharzer Diabaszug, Sösemulde und die Iberger Kalke.
Der Mittelharz umfasst das zentrale Bergland, welches durch das Brockenmassiv und die angrenzenden Hochgebiete charakterisiert wird. Geologisch betrachtet schließt der Mittelharz die Silbermulde, die Blankenburger Zone und den Elbingeröder Komplex ein und reicht bis an den Ostrand der Tanner Zone.
Der Unterharz liegt östlich des Brockenmassivs und des Gebietes von St. Andreasberg, er senkt sich von Westen nach Osten von der Harzgeröder Zone bis zur metamorphen Wippraer Zone von etwa 600 m NN auf unter 300 m NN. Zum Unterharz gehören auch die Südharz- und Selkemulde.
 

Tektonische HarzeinheitenI Oberharz, Ia Clausthaler Zone, Ib Oberharzer Devon Sattel, Ic Oberharzer Diabaszug, Id Iberger Kalke, Ie Sösemulde, II Acker-Bruchberg-Zug, III Siebermulde, IV Blanken- burger Zug, V Elbingeröder Einheit, VI Tanner Zug, VII Harzgeröder Faltenzug, VIII Süd-Harz-Mulde, IX Selkemulde, X Wippraer Zone

Abb.: 1 Tektonische Harzeinheiten (KNETSCH 1963, 164)

Geologisch wurden zehn Haupteinheiten des Harzes festgestellt, welche in Abbildung 1 veranschaulicht sind.
Diese tektonischen Harzeinheiten sind untergliedert in den Wippraer Sattel, die Harzgeroder Faltenzone, die Südharz-Mulde, die Selkemulde, den Tannerzug, den Blankenburger Zug, den Elbingeroder Komplex den Acker-Bruchberg und die Silbermulde.
Der Wippraer Sattel wird heute als Südflügel des Unterharzer Silursattels angesehen, in dem die Gesteine des Unterharzes nach Osten ohne scharfe Grenze in metamorphe Schichten übergehen. Im Bereich der Harzgeroder Faltenzone greifen die Südharz- und die Selke-Mulde ein.
Die Südharz-Mulde zeigt eine Art Schalenbau. Sie wird von West nach Ost in drei Teilmulden gegliedert: Steinaer Mulde, Zorger Abscherungsmulde und Ilfeld–Stieger Mulde (vgl. SCHRIEL 1954). Die drei, vorherrschend aus oberdevonischen Grauwacken bestehenden, Teilmulden werden durch ältere Aufsattelungen voneinander getrennt. Der Tannerzug bildet die Hauptsattelachse des Unterharzes. Der Blankenburger Zug hingegen beherrscht den Mittelharz. Es handelt sich dabei um die überfaltete Mittelharzer Faltenzone.

3.2. Erdgeschichtliche Entwicklung des Harzes

3.2.1 Proterozoikum (vor etwa 680-550 Mio. Jahren)
Das vermutlich älteste Gestein des Harzes ist der Eckergneis, welcher nur noch geringfügig, in der näheren Umgebung des Brockenmassivs, vorkommt. Dieser ist vielleicht ein Relikt einer früheren Gebirgsbildungsperiode vor ca. 560 Mio. Jahren.

3.2.2 Paläozoikum (vor etwa 550–250 Mio. Jahren)
Über dem alten kristallinen Fundament des Proterozoikums ist eine Schichtlücke anzunehmen. Nach den bisherigen Untersuchungen zu schließen, fehlt das Kambrium im Harz.

Das Paläozoikum des Harzes ist durch starken und häufigen Fazieswechsel gekennzeichnet.
Gesteine mit einem nachgewiesenen Alter von etwa 450 Mio. Jahren sind phyllitische Tonschiefer und Quarzite des Ordoviziums, welche im Bereich eines Meeresbeckens, das über einen Zeitraum von etwa 150 Mio. Jahren bis zum tieferen Oberkarbon existierte, abgelagert wurden.

Im Silur wurden im Meer feinste, schwarz gefärbte Tone abgelagert, in denen feine, tierische Reste (Graptolithen) vorkommen.

Während des Devons war der Meeresboden differenziert in Becken und Schwellen. In den Becken lagerten sich mächtige Sedimentfolgen, bevorzugt Tone, ab, woraus später Tonschiefer oder Buntschiefer entstand.
Die Südharzmulde bildete sich beispielsweise während des Devons und fungierte von dem tiefsten Oberdevon an als ein kräftiges Senkungsfeld. Typisch sind hier mächtige Kieselschiefer, Kiesel- und Buntschiefer und schließlich massige Grauwacken.
In den Schwellen bildeten sich zur gleichen Zeit andere, oft geringmächtige Ablagerungen, und es bildeten sich örtlich Kalke.
Die Reliefunterschiede verstärkten sich, demzufolge glitten große Schichtpakete als Rutschkörper ab, beginnend im Oberdevon. Diese lagerten sich an anderen Stellen, vorwiegend im Mittel- und Unterharz, als Gleitschollen oder Rutschmassen, den sogenannten Olisthostrome, ab.

Auf kleinräumigen Schwellen in Flachwasserbereichen des Meeres im heutigen Südostharz entstanden vom Silur über Unterdevon bis zum höchsten Oberdevon Herzynkalkschollen, das sind isolierte Blöcke von Kalken mit lückenhaften Profilen.
Vom Mitteldevon bis ins Unterkarbon trat wiederholt an vielen Stellen des Harzes untermeerischer basaltischer Vulkanismus auf, z.B. in der Umgebung des Oberharzer Diabaszuges. Damit entstanden kieselige Schiefer und Kieselschiefer und verschiedene sulfidische und oxidische Erze.

Während des unteren Unterdevons und wahrscheinlich auch noch während der längeren Zeit des mittleren Unterdevons lag der Unterharz trocken. Im Unterharz beginnt das Devon mit den Stieger Schichten. Diese entwickelten sich im tieferen Mitteldevon zu eintönigen, schiefrigen Sedimenten mit zahlreichen Diabasdecken mit örtlicher Roteisensteinbildung. Es finden sich nur selten Grauwacken oder Kalklinsen, nach oben werden die magmatischen Einschaltungen seltener, dafür nehmen die Grauwacken, örtlich auch Konglomerate, zu. Sie deuten eine Verflachung des Meeres an. In diese Zeit gehören u.a. die Gesteine der Südharz-Mulde.

3.2.4 Karbon (vor etwa 350–300 Mio. Jahren)

3.2.4.1 Unterkarbon (vor etwa 350–320 Mio. Jahren)
Zur Zeit des Karbons kollidierte die nordamerikanisch-eurasische Kontinentalplatte Laurussia mit dem Südkontinent Godwana, welche sich aus Afrika, Südamerika, Australien und Antarktika zusammensetzte. Es bildete sich der Superkontinent Pangaea. Die Naht der alten Platte bildet die Mitteldeutsche Kristallinzone (südlich des Harzes vom Spessart über das Kristallin von Ruhla und den Kyffhäuser quer durch Deutschland). Durch die Kollision haben sich die vorher abgelagerten Gesteine des Silurs, Devon und Unterkarbons zu einem Faltengebirge, dem Variszischen Gebirge, zusammengeschoben und angehoben.

Die variszische Gebirgsbildung erfasste von Südosten nach Nordwesten fortschreitend den Harz. Beginnend im Südosten fand Faltung, Heraushebung und Abtragung statt, wobei der Abtragungsschutt nach Nordwesten vorgeschüttet und als vorwiegend sandige Gesteinstrümmer abgelagert wurden. Dadurch entstanden die Wechselfolgen der Tanner-Grauwacke, Sieber-Grauwacke und Kulmgrauwacke.

Durch weiter fortschreitende Faltung wurde die gesamte Gesteinsfolge in Falten und Schuppen zusammengeschoben, wobei die Längserstreckung in Westsüdwest–Ostnordost–Richtung verläuft. Die nordwestlichen Faltenschenkel sind meist steiler als die südöstlichen (NW–Vergenz). Besonders im Unter- und Mittelharz wurden große Gesteinsschollen deckenartig übereinander geschoben, weshalb heute oft ältere Gesteine über jüngeren liegen. Die Faltung scheint im SO des Harzes intensiver gewesen, im NW wesentlich zu einer epirogenen Heraushebung des Gebietes und zu einer konsequenten Erosion geführt zu haben.

Die Südharz- und Selkegrauwacke wurden im Verband mit den unterlagernden Stieger-Schichten 20–30 km weit aus dem Südosten als Gleitdecke auf Rutschmassen überschoben, weshalb von der Ostharzdecke gesprochen wird. Die nachfolgende Abbildung verdeutlicht diesen Prozess der Auf- und Überschiebung.

Aufgrund der gebildeten Senken wurde der Bereich des Harzes entwässert und in ihnen der Detritus des Gebirges in das Vorland transportiert. Die Abtragungen der Deckschichten führten zur Bildung des bis zu 300 m mächtigen Detritus in das Südharz–Becken.
Das karbonisch–permische Relief entsprach dem eines heutigen Mittelgebirges. Die damaligen Bachläufe und Täler werden wieder von jetzigen Bächen benutzt.

3.2.5 Perm (vor etwa 290–250 Mio. Jahren)

3.2.5.1 Rotliegendes (vor etwa 290–260 Mio. Jahren)
Im Laufe des Perms wurde das Klima immer trockener und die tektonischen Bewegungen verstärkten sich. Folge dessen war eine intensive Förderung von Laven und demzufolge herrschte auch im Südharz intensiver Vulkanismus, so entstanden z.B. die Vulkane von Ravensberg bei Bad Sachsa. Die Sedimente der Varisziden wurden weiter abgetragen und abgelagert.
Durch Eisenoxidation wurden die Gesteine intensiv gerötet, ausgehend von der damaligen Oberfläche bis in eine Tiefe von mehr als 50 Meter, und werden deshalb als „Rotliegendes“ bezeichnet. Die Rötung ist besonders am Rand des Harzes zwischen Bad Lauterberg und Bad Sachsa gut zu beobachten.

In fluviatilen, d.h. von Flüssen transportierten, Schwemmfächern wurden teilweise geröllführende, rote Sande abgelagert, Dünensande äolisch, also vom Wind, umgelagert, und in flachen Seen bildeten sich tonige Sedimente. So bildeten sich beispielsweise im Zentrum des Ilfelder Beckens mächtige Dünensande.
Am Ende dieser Ära war die Landoberfläche weitgehend eingeebnet.

3.2.5.2 Rotliegendes (vor etwa 260–250 Mio. Jahren)
Das zur Zeit des Zechsteins von Nordwesten her vordringende Meer fand eine Fastebene vor, die es überflutete und mit mächtigen Folgen von Kalk, Gips bzw. Anhydrit und Stein- und Kalisalzen überdeckte.
Durch Hebungs- und Senkungsvorgänge in der Erdkruste wurde das Zechsteinmeer mehrere Male von dem angrenzenden Meer im NW abgetrennt. Zu Anfang der Zechsteinzeit ragten noch einzelne Gebirgsabschnitte aus dem Zechsteinmeer heraus oder wurden als Untiefen nur flach überspült. Dort bildeten sich Zechsteinriffe, wie z.B. der Römerstein bei Tettenborn.
Das damals vorherrschende aride Klima (sehr heiß und trocken) führte zu einer hohen Evapotranspiration, welche die Salinität des Zechsteinmeeres ansteigen ließ und zur Ablagerung von Tonen, Kalken, Dolomiten und Salzen, wie Gips, Anhydrit, Steinsalz, Kali- und Magnesiumsalz, führte, welche entsprechend ihrer Löslichkeit ausfielen.
Bei erneuter Senkung der abgetrennten Krustenbereiche konnte wiederholt Meerwasser eindringen, das während der abgetrennten Perioden wiederum eindampfte. Dieser Vorgang wiederholte sich mehrfach und so entstanden zyklische Evaporitfolgen, welche den Rahmen für die stratigraphische Gliederung des Zechsteins bilden.
 

Serie	Schichten	Mächtigkeiten (in Meter) Eichsfeld-Schwelle Bad Lauterberg- Osterhagen Thüringer Becken Bad Sachsa
Bröckelschiefer	Ton- bis Schluffstein, wenig Sandstein	30
Zechstein 4-6 Leine-Zyklus u.a.	Ton- bis Schluffstein (Roter Salzton T 4, Leine-Salz Na 3, u.a.)	10-20
Zechstein 3 Aller-Zyklus	Hauptanhydrit (A 3) Plattendolomit (Ca 3) Grauer Salzton (T 3)	50 - 10
Zechstein 2 Staßfurt-Zyklus	Basaltanhydrit (A 2) Stink-/Hauptdolomit (Ca 2)  Braunroter Salzton (T 2)	- 40-70 - 10-20 40 -
Zechstein 1 Werra-Zyklus	Werraanhydrit (A 1) Zechsteinkalk (Ca 1) Kupferschiefer (T 1)	0-40 30-80 (Werradolomit) 0-0,5 150-250 5 0,5-0,8

Abb.: 5 Die zyklischen Evaporitfolgen des Zechsteins und ungefähre Schichtenmächtigkeiten (JORDAN 1998, 98)

Dem Werra–Zyklus gehören der Kupferschiefer, Zechsteinkalk und Werra-Anhydrit an.
Der Kupferschiefer (T 1), ein dunkler, laminierter Mergelstein, mit stellenweise hohem Gehalt an Kupfer. Dieser ist das erste Schichtglied des Zechsteins und 30 cm bis zu 1 m mächtig.
Das zweite Schichtglied ist das Karbonat des Werra–Zyklus, der Zechsteinkalk (Ca 1), welches aus dunkelgrauen, feinkörnigen Kalksteinen besteht und in der Beckenfazies nur wenige Meter mächtig ist, während es in der Schwellenfazies dagegen über 50 mächtig wird. Der Zechsteinkalk neigt bei der späteren Verwitterung zur Klippenbildung. Einzelne Bereiche des Gesteins sind besser zementiert als der Rest und daher bleiben diese bei der Abtragung stehen und werden als Klippen herauspräpariert.
Über dem Zechsteinkalk folgt Werra–Anhydrit (A 1), welches über 300 m mächtig wird und damit eines der bedeutendsten Gipsvorkommen Europas darstellt. Die Gipse des A 1 sind sehr unterschiedlich aufgebaut, sie können laminiert oder dickbandig geschichtet, massig, mosaikförmig, gepflastert oder knollig sein. Die hellen Lagen bestehen aus sehr reinem Gips (bzw. Anhydrit), bei den dunklen Lagen sind wenige Prozent Karbonate, Tonminerale, organische Materie oder auch dunkelfärbender Pyrit beigemengt. Die große Mächtigkeit und hohe Reinheit des Gipses machen ihn zu einem begehrten Abbauprodukt. Werra–Anhydrit taucht u.a. zwischen Mauderode und dem Kohnstein bei Nordhausen auf.

Staßfurt–Zyklus wird im südlichen Harzvorland mit dem Braunroten Salzton (T 2) eingeleitet.
Das zweite Schichtglied ist das Staßfurtkarbonat (Ca 2), auch Stink- oder Hauptdolomit genannt. Diese Schicht ist in der Beckenfazies geringmächtiger, und als dunkler, laminierter Kalkstein ausgebildet. Die Schwellenfazies besteht aus dickbankigem, hellem Dolomit.
Das dritte Schichtglied, der Staßfurt–Anhydrit oder Basaltanhydrit (A 2), ist weniger verbreitet als der A 1.

Der Aller–Zyklus wird von dem Grauen Salzton (T 3) eingeleitet und ist etwa 10–20 m mächtig und eine Serie von grauen, untergeordnet auch roten, Ton- und Schluffsteinen. Er bildet einen wasserhemmenden Horizont und ist deshalb für die Hydrologie von Bedeutung.
Darauf folgt der Plattendolomit (Ca 3), welcher in eine tonige-mergelige Matrix eingebettet ist und nur in Form dünner Karbonatbänke vorliegt.
Der Hauptanhydrit (A 3), das Sulfat des Aller-Zyklus, ist der letzte Gipshorizont.

Über dem Hauptanhydrit folgen das am südlichen Harzrand ausgelaugte Steinsalz (Na3) des Leine–Zyklus und der obere Zechstein, welcher hauptsächlich aus Ton- und Schluffsteinen besteht und eine Barriere zu den porösen und wasserdurchlässigen Sandsteinen des Unteren und Mittleren Buntsandsteins bildet.
Überlagerungen und enge Verzahnungen sind für die Zechsteinbasissedimente charakteristisch.

3.2.6 Mesozoikum (vor etwa 250–65 Mio. Jahren)

3.2.6.1 Trias (vor etwa 250–210 Mio. Jahren)
Die Trias wird entsprechend ihrer Sedimente in die Periode des „Buntsandstein“, des „Muschelkalks“ und des „Keupers“ unterteilt.

Nach dem endgültigen Eindampfen des Zechstein-Meeres akkumulierten die bis 1500 m mächtigen Sedimente und Tonsteine des „Buntsandstein“ und wurden durch Schichtfluten und Flusssysteme transportiert und in Seen, Flussläufen oder –deltas abgelagert. Der Untere und Mittlere Buntsandstein bestehen vorwiegend aus Sand- und untergeordnet Tonsteinen und ist durch Eisenoxid unter semiariden und ariden Klimabedingungen häufig rot gefärbt.
Die gesamte Harzscholle kippte während des Trias nach Süden, so dass eine Öffnung zum südlich gelegnen Meer, der Tethys, geschaffen wurde. So konnte das Meer diesmal von Süden her vordringen, und es kam während der Zeit des Oberen Buntsandsteins, auch Röt genannt, zur Ablagerung von Tonen in ruhigem Wasser und zur Ausscheidung von Anhydriten und Salzen in lagunären Bereichen.

In der darauffolgenden Muschelkalk–Zeit drang das Meer weiter von Süden vor. Die Ablagerungen des Muschelkalks bestehen hauptsächlich aus Kalk und Mergel, also Sedimentgesteinen, die aus Kalkschlämmen bestehen und im Falle des Mergels zusätzlich Tonbeimengungen enthalten.
Aufgrund von tektonischen Bewegungen kam es im Mittleren Muschelkalk abermals zu einer Abschnürung der Meeresverbindung mit den umgebenden Meeren, so dass der Salzgehalt durch das Eindampfen des Meereswassers wiederum stieg. Es lagerten sich Dolomite, mergelige Kalke und Salze ab.
Im oberen Muschelkalk vertiefte sich das Meer, was zur Entstehung vollmariner Verhältnisse führte. Als Sedimente sind verschiedene Kalke zu finden. Erst am Ende des Oberen Muschelkalks zieht sich das Muschelkalk-Meer endgültig zurück.

Zur Zeit des Keupers gelangt das Gebiet unter stärkeren kontinentalen Einfluss mit mehreren Phasen des Meeresrückzugs oder Vordringens.

Während des Muschelkalks und des Keupers begannen die abgelagerten, relativ leichteren Salze des Zechsteins unter der Auflast der überlagernden Sedimente sich plastisch zu verhalten und sich in Bereiche geringeren Widerstandes zu bewegen. Angeregt wurden diese Bewegungen durch die Reaktivierung älterer Störungszonen in der oberen Kruste. Somit kam es zu Salzakkumulationen, die eine kissenartige Form erreichten und die darüberliegenden Sedimente anhoben und/oder mitschleppten und der verstärkten Erosion aussetzten. Diese Salzdynamik wird als Halokinese bezeichnet.

3.2.6.2 Jura (vor etwa 210–130 Mio. Jahren) und Kreide (vor etwa 130–65 Mio. Jahren)
Während der Trias- und hauptsächlich in der Jurazeit bis zum Beginn der Kreidezeit war der Harz noch vom Meer überflutet und hinterließ eine mehrere hundert Meter mächtige Folge von Sandsteinen, Tonsteinen und Kalksteinen, welche die Zechsteinschichten überlagerten. Die während des Paläozoikums gefalteten Gesteine lagen in großer Tiefe, die Gipse wurden durch den großen Druck entwässert und in Anhydrit umgewandelt, und gelangten erst später durch die Heraushebung der Harzscholle, beginnend zur Zeit des Keupers und des Juras und schrittweise Heraushebung im Verlauf der Kreidezeit, wieder an die Erdoberfläche. Die Deckschichten wurden abgetragen, und entlang von Störungen zerbrachen die bereits gefalteten und verfestigten Gesteine. Die Heraushebung des Harzes in Form einer Kippscholle, die Ausbildung von Bruch- und Spaltensystemen und die salztektonischen Bewegungen sind Ausdruck der Saxonischen Gebirgsbildung, welche im zeitlichen Zusammenhang mit der Entstehung der Alpen steht.
Während des Trias waren die paläozoischen Harzgesteine zwar schon freigelegt, aber noch nicht bis zu ihrer heutigen Höhe emporgehoben. Seine heutige Höhe erreichte der Harz erst während des jüngeren Tertiärs und des Pleistozäns. Es kam zu einer Verebnung der Geländeoberfläche. Die vorher abgelagerten mehr als 1000 m mächtigen Schichten der Trias und des Jura wurden wieder erosiv entfernt und damit kamen die paläozoischen Schichten des Harzes wieder an die Erdoberfläche.
Seit der oberen Kreidezeit ist das Gebiet endgültig Festland geworden. Zu den Schichten des Zechsteins hatten jetzt Tageswässer Zutritt. Nahe der Oberfläche wurde der Anhydrit wieder in Gips verwandelt.

Aufgrund der andauernden Salztektonik in den geologischen Zeitaltern Kreide und Tertiär wurde die heutige Morphologie im wesentlichen geschaffen.

3.2.7 Känozoikum (vor etwa 65 Mio. Jahren)
Die weltweite Klimaveränderung führte während des Pleistozän, in der Ära des Quartär vor etwa 2 Mio. Jahren, zur Eiszeit. Es gab drei große Eisvorstöße; die Elster-, Saale- und Weichselkaltzeit.

Während der Elster- und Saalekaltzeit, wurde der tiefer gelegene Ostharz von Eismassen aus dem Norden überfahren. Die Eismassen stauten sich am Harznordrand und drangen nur geringfügig in die Täler ein. Die Eismassen des Elsterglazials konnten den Ober- und Mittelharz nicht überschreiten. Nur der Unterharz war vom Eis bedeckt, während das Brockenmassiv eine selbständige Vergletscherung aufwies.

Die jüngste, die Weichselkaltzeit, endete vor ca. 10.000 Jahren und drang nicht so weit vor wie die beiden älteren, hinterließ aber den sogenannten Löß. Dieser wurde als feine und gut sortierte Korngröße (Schluff bis Sand) aus den vom Inlandeis mitgeschleppten Sand und Schuttflächen ausgeweht und im Gletschervorland wieder abgelagert. Als äolisches Sediment deckt er die Landschaft flächenhaft zu, wobei die Mächtigkeit in Abhängigkeit der Geländemorphologie heute in der Regel zwischen 2 und 3 Meter schwankt.

Im darauffolgenden Holozän bildeten sich in den Tälern junge Flussablagerungen.
Die Formen, welche die Klimaschwankungen hinterließen, werden als Flussterrassen bezeichnet. Die Lockersedimente des Quartär, besonders die Flusskiese am Südharz, werden in drei verschiedene Terrassenkörper untergliedert. Sie werden als Ober-, Mittel- und Niederterrasse bezeichnet und in dieser Reihenfolge als Ablagerungen der Elster-, Saale- und Weichselkaltzeit angesehen.
Terrassenkiese sind periglaziäre, kaltzeitliche Ablagerungen. Durch starke mechanische Verwitterung aufgrund des arktischen Klimas sowie flächenhaftes Bodenfließen während der sommerlichen Auftauperioden wurden den Flusstälern große Mengen von Gesteinsschutt geliefert.

Die Oberterrassenablagerungen liegen sehr hoch über den heutigen Flusstälern und sind durch Erosion so weit abgetragen, dass ihre Zuordnung zum heutigen Flussnetz morphologisch oft nicht möglich ist. Neben Sand und Kies enthält das Oberterrassen-Sediment einen hohen Schluff- und Tonanteil. Der größte Teil der Oberterrassenschotter dürfte während der Elster–Kaltzeit abgelagert sein, der ersten und bedeutendsten Vereisungsperiode des Pleistozäns in Norddeutschland.

Der Mittelterrassenkies wird in die Saalekaltzeit eingestuft. Das Sediment ist ein sandiger-steiniger Kies, Schluff tritt untergeordnet als Bindemittel auf.

Die Niederterrasse bildet die Talböden der Harzflüsse. Sandiger, oft schluffiger oder steiniger Kies wurde meist mehrere Meter mächtig abgelagert. Es wird zwischen Oberer und Unterer Niederterrasse unterschieden, wobei die Untere Niederterrasse vermutlich nur eine Erosionsform der Oberen ist, d.h. teilweise flussabwärts verlagertes Material. Im Weichsel-Spätglazial endete die Aufschotterung der Oberen Niederterrasse und setzten die Erosionsphase und die Bildung der Unteren Niederterrasse ein.
Die Niederterrassenkiese sind teilweise von geringmächtigen fluviatilen Decklehmen überlagert. Auf der Oberen Niederterrasse ist das der Hochflutlehm, auf der Unteren Niederterrasse liegt holozäner Auelehm.

Auch während des Quartär findet eine intensive Ablaugung der Gipse am Harzrand statt. Es entstehen Bachschwinden, Höhlen, Karstquellen und Erdfälle.
Die quartäre Hebung des Harzes dauert wohl heute noch an.

3.3 Die Schichtenfolge der südwestlichen Südharz–Mulde

Der südwestliche Teil der Südharz-Mulde wird dem Landkreis Osterode zugeordnet, in dem sich das Projektgebiet befindet.
Durch das Kreisgebiet Osterode verläuft von Nordwest nach Südost eine geologische Grenze. Das Projektgebiet befindet sich in der südöstlichen Randzone dieses Landkreises und demnach überwiegend im Zentrum des geologischen Grenzstreifens, welcher maßgeblich von der Ära des Zechsteins geprägt wurde. Der nordöstliche Ausläufer des Projektgebietes, das naturräumlich untergliederte Walkenrieder Zechsteinhügelland (LANDKREIS OSTERODE AM HARZ 1998, 5), zeigt bereits die Dominanz der Rotliegend-Zeit des geologischen Zeitalters Perm.