8 Osthessisches Buntsandstein-Bergland
Geologische Karte 1: 300 000 der Geotop-Einheit „Osthessisches Buntsandstein-Bergland“ mit Lage der beschriebenen GeoTouren
Abb. 33: Schematische Übersichtskarte zur Geologie des „Osthessischen Buntsandstein-Berglandes“.
Der geologische Strukturraum „Osthessische Buntsandstein-Scholle“ (HLNUG 2016) umfasst die als relativ geschlossene Bruchscholle herausgehobene östliche Teilscholle des Hessischen Bruchschollen-Tafellandes. Mit dieser Einheit schließt die „Südwestdeutsche Großscholle“ (Carlé 1955), eine generell nach SE flach eingekippte mesozoische Schichttafel, im äußersten NE ab.
Als Geotop-Einheit 8 „Osthessisches Buntsandstein-Bergland“ wird der Teil dieser Bruchscholle zwischen dem Sontraer Graben im NE, der Niederhessischen Senke im Norden und NW, dem Vogelsberg im SW, dem Spessart im Süden und der Rhön im SE verstanden; im Osten endet die Geotop-Einheit an der Landesgrenze Hessen/Thüringen. Der Sontraer Graben (zur Geotop-Einheit 9 gehörend) übernimmt in dem geologischen Strukturraum die Funktion einer Trennfuge zwischen der Geotop-Einheit 8 (mit dem Hochgebiet des Richelsdorfer Aufbruchs im NE, Abb. 33) und der Geotop-Einheit 9 (der Tiefscholle des Ringgaus im SE dieser Einheit, Abb. 42).
Die ältesten Gesteine des Osthessischen Buntsandstein-Berglandes sind im Richelsdorfer, im Baumbacher und im (kleineren) Mühlbacher Aufbruch aufgeschlossen. Im Richelsdorfer Aufbruch – dem bedeutendsten in dieser Einheit – stehen jungpaläozoische Gesteine (Rotliegend und Zechstein) im Bereich der Hunsrück-Oberharz-Schwelle und ihrer Querschwellen an der Geländeoberfläche an.
Im Norden begrenzt durch den Sontraer Graben, wird der Grundgebirgs-Aufbruch von drei Strukturen geprägt, die etwa in NW–SE-Richtung angelegt sind: Im Norden und Westen der Rotliegend-Scholle schließt sich ein meist flaches Tafelland aus Zechstein-Sedimenten an, das in sich stärker zerbrochen und tiefgründig verkarstet (sowohl Gips- als auch Karbonatkarst) ist.
Unterer Buntsandstein überdeckt im Westen meist großflächig den Zechstein, während er im zentralen Teil nördlich des Rotliegend-Horstes nur in lokal begrenzten Einmuldungen über Zechstein erhalten ist.
Im Osten neigt sich ein zusammenhängendes Gebiet aus überwiegend Unterem Buntsandstein dem Ringgau zu. Zu dem diese Geotop-Einheit im NE abschließenden Sontraer Graben tauchen die Gesteine des Buntsandsteins mit starkem Einfallen unter die Grabenfüllung aus Muschelkalk und Keuper ab, von ihm durch mehrere Verwerfungen mit nennenswerter Sprunghöhe getrennt. Oberdevonische Grauwacken mit wenigen dünnen Tonlagen bilden im Baumbacher Aufbruch, z.B. im Steinbruch Osterrain bei Oberellenbach, das Liegende (vgl. Kap. 8.1.5 PDF). Der als Rotliegend bezeichnete Abtragungsschutt der umliegenden Schwellen und Festlandsgebiete lässt sich insbesondere im Richelsdorfer Aufbruch, vor allem im Umfeld des dort früher umgegangenen Bergbaus, gut studieren (vgl. Kap. 8.1.1). Seine in ihrer Mächtigkeit regional stark schwankenden Sedimente setzen sich aus meist roten Konglomeraten, Sand-, Silt- und Tonsteinen zusammen.
Der Bereich der Osthessischen Buntsandstein-Scholle gehörte ab dem Perm zu einem von Norddeutschland und Polen bis nach Süddeutschland reichenden Senkungsraum, dem Germanischen Becken. Das zu Beginn des Zechsteins in dieses Becken vordringende Meer hinterließ ein Transgressionskonglomerat, das – zusammen mit dem es überlagernden Kupferschiefer und dem Zechsteinkalk (Werra-Formation) – besonders schön in dem bereits erwähnten Steinbruch Osterrain bei Oberellenbach aufgeschlossen ist. Das im Hangenden folgende Werra-Sulfat ist in den heute noch aktiven Gipsabbauen um Oberellenbach sehr gut zugänglich. Über diesen bis zu 200 m mächtigen Sedimenten des Zechsteins folgen zunächst bis zu 500 m Sandsteine sowie Ton-/Siltsteine des Buntsandsteins, darüber mit etwa 250 m Mächtigkeit, weitere Gesteinsschichten der Trias (Muschelkalk, Keuper) sowie Sedimente der Juraundevtl. der Kreide-Zeit in unbekannter Mächtigkeit, die heute bereits schon wieder abgetragen sind.
Die überwiegend flach liegenden, z.T. leicht gewellten Sedimente des Buntsandsteins beginnen im Unteren Buntsandstein mit überwiegend feinkörnigen Sandsteinen in meist zartroten und weißen Farben. Der Mittlere Buntsandstein ist geprägt von vier Großzyklen, Volpriehausen-, Detfurth-, Hardegsen- und Solling-Fm. Jeweils beginnend mit meist rotvioletten bis rotbraunen, gröber klastischen Gesteinen (Sandsteine), gehen sie zum Hangenden in Ton-/Siltsteine über, die mit sandigen Partien ähnlicher Farben wechsellagern. Dieser als Sohlbankzyklus bezeichnete Aufbau ist in der vierten Einheit, der Solling-Fm., nicht so deutlich ausgeprägt. Violette Horizonte deuten hier gegen Ende der Folge Bodenbildungsprozesse an.
In den ebenfalls durch die Saxonische Bruchschollentektonik im höheren Mesozoikum eingebrochenen vorwiegend herzynisch (WNW–ESE; Hersfelder Graben, Großenlüderer–Lauterbacher Graben oder der Fuldaer Graben) und rheinisch (NNE–SSW; Altmorschener Grabenzone, Graben von Raboldshausen–Oberaula–Neuenstein oder der Kirchheimer Graben) streichenden Grabenstrukturen sind noch die jüngeren Gesteine der Trias, der Obere Buntsandstein (überwiegend rote und grüngraue Tonsteine mit vereinzelten Sandstein-Einlagerungen), der Muschelkalk (tonig-mergelige bis kalkige Folgen) und teilweise auch noch der Keuper (sandig-tonige Ablagerungen) erhalten. Für die nachfolgend beschriebenen Wanderungen sind sie jedoch nicht relevant.
Literatur
Becker, R.E. & Kulick, J. mit Beiträgen von Anderle, H.-J., Bernhard, H., Blum, R., Ehrenberg, K.-H., Hottenrott, M., Leusch ner, H.-H., Pösch l, W., Rosenberg, F., Sabel, K.-J., Sipp el, K. & Theuerjahr, A.-K. (1999): Erl. geol. Kt. Hessen 1: 25 000, Bl. 4923 Altmorschen: 394 S., 66 Abb., 34 Tab., 1 Beibl., 1 Beil.; Wiesbaden (HLfB).
Carlé, W. (1955): Bau und Entwicklung der Südwestdeutschen Großscholle. – Beih. geol. Jb., 16: 272 S., 45 Abb., 4 Taf.; Hannover.
Hessisches Landesamt für Naturschutz, Umwelt und Geologie (2016): Umweltatlas Hessen, Geologische Strukturräume; Wiesbaden (HLNUG). – atlas.umwelt.hessen.de/atlas/
Motzka-Nöring, R. mit Beiträgen von Anderle, H.-J., Blum, R., Diederich , G., Gundlach , H., Hentsch el, G., Herrmann, A., Horn, M., Kulick, J., Lindstedt, H.-J., Malzahn, E., Prinz, H., Reichmann, H., Schade, H., Stopp el, D. & Theuerjahr, A.-K. (1987): Erl. geol. Kt. Hessen 1: 25 000, Bl. 4925 Sontra, 2. neu bearb. Aufl.: 296 S., 91 Abb., 14 Tab., 6 Taf., 1 Beibl.; Wiesbaden (HLfB).
Der Zechstein (vor 258–252 Mio. Jahre) schließt als Oberes Perm das Paläozoikum ab. Mit nur etwas mehr als sechs Mio. Jahren ist dies erdgeschichtlich gesehen eine kurze Zeitspanne (vgl. Abb. 2). Die in dieser Zeit abgelagerten Sedimente sind jedoch mächtig – sie werden auf ursprünglich 1500–2000 m geschätzt (Olsen 1987) – und erlangten mit der bergmännischen Erschließung der Kalisalzflöze im 19. Jh. in Deutschland größere wirtschaftliche Bedeutung. Als Folge ihrer teilweise leichten Löslichkeit im Grundwasser werden diese Salze – durch die von ihnen gespeisten Solequellen – jedoch schon seit vorgeschichtlicher Zeit durch den Menschen genutzt.
Zur Bildung der ausgedehnten Salzlager kam es gegen Ende der Variskischen Gebirgsbildung, als Mitteleuropa als Teil des Großkontinents Pangäa um 20° nördlicher Breite lag. Sowohl erhebliche Meeresspiegelschwankungen infolge der permokarbonen Vereisung um den Südpol als auch tektonische Einbrüche zwischen Grönland/Schottland auf der einen Seite und Norwegen auf der anderen Seite führten zu wiederholten, aus dem Norden kommenden Überflutungen des während des Rotliegends entstandenen Germanischen Beckens. Bei einer gesamten Ausdehnung von 1700 km Nord–Süd und 600 km West–Ost dürfte die Auflast des eingeströmten Meerwassers die Einsenkung der Erdkruste noch verstärkt haben (McCann & Peryt in McCann et al. 2008). Ein heißes Klima begünstigte eine hohe Verdunstungsrate. Inwieweit jedoch während des Zechsteins durchgehend aride Verhältnisse herrschten, muss offen bleiben.
Nach den klastischen Transgressionssedimenten zu Beginn des Zechsteins (Zechstein-Konglomerat und Kupferschiefer) entwickelten sich sieben Salinarzyklen (z1 bis z7), auch als Werra-, Staßfurt-, Leine-, Aller-, Ohre-, Friesland- und Fulda-Formation bezeichnet. Die letzten drei Folgen sind nur im zentralen Beckenbereich ausgebildet und dadurch erst spät durch Bohrungen bekannt geworden. Sie werden in seinen Randbereichen mit dem Bröckelschiefer zusammen gefasst, der bis vor einigen Jahren noch der Trias zugerechnet wurde. Die Eindampfung des Meerwassers führte, abhängig von dessen zunehmender Konzentration, zu einer Abfolge von Mineralausfällungen.
Sie lässt sich in vier große Abschnitte einteilen (s. Müller 1988).
Den Anfang macht die Karbonatphase, wobei der primär ausgeschiedene Kalzit frühdiagenetisch zu Dolomit umgewandelt wurde.
Bei einer Konzentration des Meerwassers auf etwa das 3,62-fache folgt die Ca-Sulfat-Phase. Inwieweit primär Gips (mit) oder Anhydrit (ohne Kristallwasser) entsteht, ist abhängig von Temperatur und Konzentration, aber noch nicht ganz geklärt.
Ab einer Konzentration auf das 10,82-fache wird Steinsalz abgeschieden, daneben noch Anhydrit in geringem Umfang.
Der vierte Abschnitt, ab einer Konzentration auf das 13,15-fache, beinhaltet die komplexe K-Mg-Chlorid- und Sulfatphase (Konzentrationszahlen aus Eugster et al. 1980). Die Eindampfung ist häufig nicht bis zu dieser vierten Phase mit den sog. Edelsalzen fortgeschritten. In Mitteleuropa ist sie nur in den ersten drei Zyklen (bis Leine-Fm.) entwickelt. Die in der jeweiligen Phase anfallenden Salzmengen können aus der Konzentration des Meerwassers ermittelt werden. Da sie mit den tatsächlich anzutreffenden Salzmengen nicht übereinstimmen, ist dies als Hinweis auf zugeführte Salzlaugen während der Abscheidung zu werten (Müller 1988). Abb. 34 erläutert die Entstehung der Salzlager während des Zechsteins.
Literatur:
Eugster, H.P., Harvie, C.E. & Weare, J.H. (1980): Mineral equilibria in a six component seawater system, Na–K–Mg–Ca–SO4–Cl–H2O at 25 °C. – Geochim. Cosmochim. Acta, 44: 1335– 1347; Amsterdam.
McCann, T., Kiersnowski, H., Krainer, K., Vozárová, A., Peryt, T.M., Oplustil, S., Stollhofen, H., Schneider, J., Wetzel, A., Boulvain, F., Dusar., M., Török, Á., Haas, J., Tait, J. & Körner, F. (2008): Permian. – In: McCann, T. (ed.): The Geology of Central Europe, Vol. 1: 531–597, 47 figs.; London (Geological Society).
Müller, G. (1988): Salzgesteine (Evaporite). – In: Füchtbauer, H. (Hrsg.): Sedimente und Sedimentgesteine: 435–500, 39 Abb., 6 Tab.; Stuttgart (Schweizerbart).
Olsen, J.C. (1987): Tectonic evolution of the North Sea region. – In: Brooks, J. & Glennie, K.W. (eds.): Petroleum Geology of Northest Europe, Vol. 1: 389–403; London (Graham & Trotman).
Parrish, J.T. (1999): Pangaea und das Klima der Trias. – In: Hauschke, N. & Wilde, V. (Hrsg.): Trias, eine ganz andere Welt: 37–42, 6 Abb.; München (Pfeil).
Abb. 34: Salzentstehung zur Zechsteinzeit (Hug-Diegel & Kött 2015, verändert).
Aus wenig verwitterungsresistenten Wechselfolgen von Sand- und Ton-/Siltsteinen des Buntsandsteins hat die Erosion im Osthessischen Buntsandstein-Bergland ein sanftes und ausgeglichenes Relief heraus modelliert. Diese auch die Einheit dominierenden Gesteine werden lediglich im Westen, im SW und Süden von tertiären Basaltvorkommen überlagert. Im NE tritt u.a. im Richelsdorfer und im Baumbacher Aufbruch das durch die Saxonische Bruchschollentektonik herausgehobene Liegende, der Zechstein und das Rotliegend, zutage. Während und nach diesen tektonisch bedingten Hebungen und Senkungen fanden dort, wo Evaporite durch eindringendes Grundwasser entlang von Spalten und Klüften gelöst wurden, Auslaugungsvorgänge statt. Über den einstürzenden Lösungshohlräumen bildeten sich kreis- oder halbrunde Erdfälle, Dolinen und größere Auslaugungssenken (vgl. Kap. 8.1.3 PDF) mit Durchmessern von wenigen bis zu einigen hundert Metern, Vorgänge, die bis heute andauern. Im Landschaftsbild deutlich in Erscheinung tritt auch die Fulda, die die Einheit in fast ihrer ganzen Nord–Süd-Erstreckung durchschneidet.
GeoTouren in dieser Einheit weisen wegen ihrer sanften Morphologie meist keine allzu großen Höhenunterschiede auf und bieten entspanntes Wandern in aussichtsreicher Landschaft. Die Gleichartigkeit der am Wegrand anstehenden Gesteine sowie ihre vergleichsweise leichte Verwitterbarkeit bedingen allerdings auch, dass die Geotopdichte i.Allg. so gering ist, dass sich nur wenige Touren (vgl. Abb. 35) – bezogen auf die Gesamtfläche der Einheit – anbieten, die sich auch als GeoTouren eignen.
Abb. 35: Geologische Karte 1: 300 000 der Geotop-Einheit „Osthessisches Buntsandstein-Bergland“ mit Lage der beschriebenen GeoTouren.
Als Richelsdorfer Gebirge wird eine durch Bergbau geprägte hügelige Kulturlandschaft im Lk. Hersfeld-Rotenburg bezeichnet; ein in sich geschlossenes Mittelgebirge im eigentlichen Sinn ist es eher nicht. Es wird von den Orten Nentershausen (im NW), Richelsdorf (im SE), Hönebach (im Süden) und Iba (im Westen) eingerahmt, zentraler Ort ist Nentershausen-Süß.
Das Richelsdorfer Gebirge wird als Teil der Ostflanke der Hessischen Senke von Konglomeraten, tonigen Sandsteinen und Tonschiefern des Oberrotliegends aufgebaut. Diese werden von dolomitischen und tonigsandigen Schichten des Zechsteins sowie des Unteren Buntsandsteins überlagert. Lokal ist noch der Dünensand des Cornberger Sandsteins (Weißliegend, oberes
Rotliegend) zwischen geschaltet. Die bewaldeten „Gebirgsteile“ im Süden und SW liegen überwiegend auf Buntsandstein, im Gebiet zwischen den OT Nentershausen und Süß sowie im Ibaer Hügelland herrschen Zechstein und Rotliegend vor. An vorwiegend herzynisch (NW–SE) ausgerichteten Störungen drangen im Mesozoikum und Alttertiär Schwerspat-ausfällende,
hydrothermale Lösungen auf, die auch Kobalt- und Nickel-führende Minerale zur Abscheidung brachten.
Das Richelsdorfer Gebirge zählt zu den ältesten Bergbaugebieten Deutschlands. Der Bergbau konzentrierte sich hier im Wesentlichen auf drei Elemente/Minerale: Kupfer, Kobalt und Schwerspat. Daneben wurden in geringerem Umfang Silber, Nickel, Vanadium und andere als Begleitmineralien gewonnen. Der Abbau dieser Mineralien erfolgte parallel zur Entwicklung von Verarbeitungsmöglichkeiten. Kupfer wurde wahrscheinlich schon in vorgeschichtlicher Zeit entdeckt und gewonnen. Bereits um 1460 werden 13 Kupferschmelzen in der Umgebung von Nentershausen und Sontra erwähnt (Stopp el & Gundlach 1978). Der Abbau von Kobalt für die Blaufarbenproduktion begann erst Anfang des 18. Jhs. im Richelsdorfer Gebirge; infolge der Konkurrenz durch organische Farben kam er um 1855 praktisch zum Erliegen. Noch später, erst im 19. Jh. (1860), begann der bis dahin im Kobalterzbergbau nur als Gangart versetzte und auf Halde geworfene Schwerspat in der Farbenindustrie Verwendung zu finden.
Während das Kupfer synsedimentär und stratiform (schichtig, schichtgebunden) im langsam vordringenden (transgredierenden) Flachmeer zu Beginn des Zechsteins zur Ablagerung gelangte (vgl. Exkurs bei Kap. 8.1.5), treten die Kobalt-Nickel-Vererzungen, zusammen mit dem Baryt als Gangart, in herzynisch streichenden, steil nach NE einfallenden Schwerspatgängen mesozoischen bis alttertiären Alters, sog. Kobalt-Rücken, auf (Schade 1984). Die Genese dieser Gänge ist nicht geklärt. Da Schwerspat (Baryt, BaSO4) in wässriger Lösung äußerst schwer löslich ist, ist es nicht möglich, dass eine Lösung gleichzeitig Barium und Sulfat transportierte. Eine Zufuhr von Barium-Ionen aus dem Liegenden, dem Grundgebirge, ist deshalb anzunehmen. Das Sulfat kommt möglicherweise aus dem Hangenden, also von oben, aus den Gips-/Anhydrit-Horizonten des Zechsteins, wo es leicht weggelöst werden konnte. Es muss also von einer Mischung aufsteigender bariumreicher hydrothermaler Lösungen mit sulfathaltigem Grundwasser, also von zwei Lösungen, ausgegangen werden.
Das i.Allg. flach liegende Kupferschieferflöz erreicht eine Mächtigkeit von 10–40 cm. Zusammen mit den ebenfalls vererzten obersten 10–25 cm des oft konglomeratisch ausgebildeten Rotliegends (sog. Sanderz) werden rd. 40 cm abbauwürdige Gesamtmächtigkeit der erzreichsten Partien erreicht. Die erzführenden Schwerspatgänge durchschlagen das Kupferschieferflöz zusammen mit seinen liegenden und hangenden Schichten. Ihre abbauwürdigen Gangteile sind linsenförmige Anreicherungen, die durch geringmächtige Gangzonen ohne nennenswerte Vererzung verbunden sind. Sie reichen vereinzelt bis zu 50 m unter das Kupferschieferflöz. Die größten Gangmächtigkeiten von bis zu 18 m liegen im konglomeratischen Rotliegend, die Erzführung der Kobalt-Rücken war stets am besten im Niveau des Kupferschieferflözes (Schade 1984).
Die muldenförmige Ausbildung des Kupferschieferflözes erleichterte einen Abbau von den Rändern her. Die Gewinnung des oft nur wenige Meter unter der Oberfläche liegenden Kupferschiefers begann durch Stollen; ab dem 17. Jh. wurden vorwiegend Schächte abgeteuft. Der Arbeitsraum der Bergleute untertage – auch Streb genannt – war jedoch nur ca. 60 cm hoch, die Bergleute mussten im Liegen arbeiten (was bleibende Körperschäden zur Folge hatte; solche Strecken wurden deshalb als „Krummhälsestrecken“ bezeichnet). Das beim Abbau anfallende taube Gestein diente entweder zur Verfüllung der entstandenen Hohlräume oder umgab den Schacht als aufgeschüttete Ringhalde. Diese alten Schächte treten heute als Pingen oder, wenn die Schächte dicht nebeneinander lagen, als Pingenfelder im Gelände in Erscheinung. Dabei handelt es sich um kleinere Erdwälle mit mulden- bis trichterförmigen Vertiefungen. Um den mit der Tiefe zunehmenden Wasserandrang beherrschen zu können, wurden ab dem 15./16. Jh. lange Wasserlösungsstollen, sog. Erbstollen, vorgetrieben. Ihnen sitzen zahlreiche Lichtstollen auf, die einst der Förderung des Abraums und zur Belüftung der Schächte dienten (südlich von Nentershausen können vier ausgeschilderte Lichtlöcher des Carlstollens besichtigt werden). Größere Schachttiefen waren wegen der erheblichen Wasserführung aber auch weiterhin nur schwierig zu erreichen, zumal die starke Klüftung des Gebirges umfangreiche Ausbauarbeiten erforderlich machte.
Der Abbau des Kupferschiefers erfolgte – wie bereits erwähnt – im Streb, also schichtgebunden, dem Flöz folgend. Die zu rd. 90 % mit Schwerspat gefüllten Kobalt-Nickel-Gänge waren jedoch nur durch Gangabbau zu erreichen. Da die Baryt-Gänge aber das Kupferschieferflöz durchschlagen, konnten einmal errichtete Bergwerksanlagen für ganz unterschiedlichen Bergbau genutzt werden: An den Schnittstellen des Kupferschieferflözes mit den Kobalt-Rücken traf der alte Bergbau auf Schwerspat und Kobalterze, die zunächst mangels Verwendungsmöglichkeit als Versatzmaterial für abgebaute Flözteile verwendet wurden. Später konnte man dann zum Teil über die gleichen Schachtanlagen sowohl im Flözbergbau Kupferschiefer als auch im Gangbergbau Kobalterze und Schwerspat gewinnen. Der zunächst als Versatz verwendete Schwerspat wurde dann noch im Nachlese-Bergbau rückgewonnen. Die Schwerspatgruben im Richelsdorfer Gebirge gehörten zwischenzeitlich zu den bedeutendsten Europas; eine der wichtigsten Anlagen für die Aufbereitung des Schwerspats sowie die Erzverarbeitung war die Richelsdorfer Hütte in der Gemeinde Wildeck.
Literatur
Schade, H. (1984): Bergbauliche Lagerstätten im Bereich des Blattes 4925 Sontra. – Geol. Jb. Hessen, 112: 165–178; Wiesbaden (HLfB).
Stopp el, D. & Gundlach , H. (1978): Zur Geologie und Bergbaugeschichte der Schwerspat- und Kobalterzvorkommen im Unterwerra-Grauwackengebirge und Richelsdorfer Gebirge. – Der Aufschluss, Sonderband 28: 261–285; Heidelberg (VFMG).
Bergbaupfade wollen Spuren und Relikte des manchmal Jahrhunderte alten Bergbaus einer Region dokumentieren.
Es sind meist leicht begehbare Wege, an denen Tafeln an einzelnen Stationen umfassend auf die lokalen geologischen und bergbaugeschichtlichen Besonderheiten eines Gebiets hinweisen. An besonderen und landschaftstypischen Objekten soll auf anschauliche Weise Wissen vermittelt werden. Neben dem Anspruch, weiterführendes Interesse und Eigenaktivität an geologischen und/oder heimatkundlichen Themen zu wecken, soll ein Bergbaupfad auch dazu beitragen, die jeweilige Region um ein sehenswertes Ausflugsziel zu bereichern.
Bergbaupfade sind also neu ausgewiesene heimatkundlich-/touristische Anlagen, die Freizeitaktivitäten mit Wissensvermittlung kombinieren sollen.
Ein Bergmannspfad (auch: Bergmannsweg oder Grubenpfad) dagegen ist ein Weg, den Bergleute benutzten, um zu ihrer „Einfahrt“, also ihrem Arbeitsplatz im Bergwerk, zu gelangen. Er führte meist vom Wohnort zur Grube, oft aber auch vom Wohnort zum nächsten Bahnhof oder er verband Gruben untereinander. Die Pfade wurden entweder selbst getrampelt oder von der Grubenverwaltung angelegt. Da die Bergleute möglichst wenig Zeit für ihren Arbeitsweg verwenden wollten, führen die Bergmannspfade oft schnurgerade, unabhängig von den Höhenlinien durch die Landschaft (Wikipedia). Oft waren die Anmarschwege so weit, dass die Bergmänner sich schon in stockdunkler Nacht (und das bei jedem Wetter) auf den manchmal mehrstündigen Weg machen mussten, um rechtzeitig an der Grube anzukommen. Durch zunehmende Massenmotorisierung ab den 1950er- Jahren mussten immer weniger Wege zu Fuß bewältigt werden, so dass die Nutzung der Bergmannspfade stetig zurückging. Heute werden die (historischen) Bergmannspfade oft in touristische Wanderwegekonzepte einbezogen.
Bergmannspfade sind u.a. bekannt:
- bei Bebra-Iba (s.o.)
- von Veckerhagen/Reinhardswald zur ehem. Braunkohlegrube auf dem Gahrenberg
- von Dillenburg-Oberscheld über Eibach, Nanzenbach, Wissenbach und Weidelbach zur Haincher Höhe, wo er auf den Rothaarsteig trifft. Anderen Angaben zufolge beginnt der Weg bereits am Aartalsee, führt über Bischoffen,Uebernthal, Eisemroth und den Auguststollen sowie die Grube Ypsilanta nach Oberscheld und von dort weiter wie oben beschrieben bis zum Rothaarsteig.
- von Großalmerode – Meißner
- Bergmannsroute von Wetzlar nach Braunfels über die Grube Fortuna
- Frankenhainer Bergmannspfad nach Bransrode und zur Grube Gustav
Kochsalz (NaCl) war mindestens seit der älteren Eisenzeit (Hallstatt-Zeit, 800 bis 480 v. Chr.) eine besonders begehrte Ware. Als „weißes Gold“ war es in seiner Wertschätzung vergleichbar mit Silber, Gewürzen, Bernstein oder Seide. Bereits in vorchristlicher Zeit wurde Steinsalz deshalb bergmännisch abgebaut. Weite Handelswege über sog. Salzstraßen und Wegezölle machten das Salz aber so teuer, dass jeder Landesherr Salz in seinem eigenen Hoheitsgebiet zu gewinnen suchte. Eine wichtige Rohstoffquelle dafür waren salzführende Quellen. Das Salz wurde dabei durch die Salzsiederei gewonnen, wobei das Salz als Rückstand bei der Verdampfung einer Salzlake (Sole) anfiel. Über die Nutzungsrechte an solchen Quellen entbrannte auch öfter Streit unter den Landesherren, wie auch hier am Salzborn von Rothenkirchen.
Die Verwendung von Salz war vielfältig. Es spielte in der Ernährung eine wichtige Rolle (das sprichwörtliche „Salz in der Suppe“) und war vor der Entwicklung der modernen Kühltechnik die gebräuchlichste Konservierungsart für Lebensmittel. Salz hatte aber auch kultische Bedeutung. Bei Gewittern sprengte man als Opfergabe mit Salz versetztes Weihwasser ins Feuer. Das Verschütten von Salz bei Tisch bedeutete Verschütten des Glücks und löste – da es ein wertvoller Rohstoff war – oft auch Ärger und Streit aus.
Der Salzhandel war in Deutschland bis 1993 mit der Salzsteuer belegt und ein wichtiges Monopol des Staates.
Das Wort „Salär“ geht auf die Teilentlohnung römischer Legionäre mit Salzrationen zurück.
Die Zeit des Buntsandsteins wird geprägt durch die namengebenden Sandsteine. Diese entstehen durch natürliche Verfestigung von Sand durch Ausfällung bzw. Einlagerung von Mineralen in den Porenräumen zwischen den Sandkörnern. Der den Buntsandstein aufbauende Sand wiederum besteht vor allem aus dem Mineral Quarz (SiO2).
Woher kommt nun dieser Quarz?
Das im Karbon entstandene Variskische Gebirge war zu Beginn der Trias schon soweit abgetragen, dass es als Rumpfgebirge vor allem hochmetamorphe Gesteine wie Gneise oder Migmatite sowie ausgedehnte Komplexe aus syn- bis postorogenen Magmatiten der Verwitterung und Abtragung darbot. Diese Gesteine weisen in ihrer Zusammensetzung ein Viertel bis ein Drittel Quarz, dazu etwas Glimmer und viel Feldspat auf.
Wie kam es nun dazu, dass aus diesem Mineralgemenge mit deutlich vorherrschendem Feldspatanteil ein Quarzsand werden konnte? Hierfür bedurfte es einer sehr intensiven hydrolytischen (sialitischen) Verwitterung, d.h. einer Zersetzung des Gesteins, insbesondere durch Wasser. Feldspat und Glimmer haben Spaltflächen, in die Wasser eindringen kann. Das führt zur Aufweitung der Kristallgitter und damit zum Zerbröseln des Gesteins. Kationen, die das Grundgerüst der silikatischen Minerale der Gesteine aufbauen (meist K+, Na+, Ca2+, Mg2+, Fe2+), werden dabei durch H+-Ionen ersetzt. Dadurch wird das Grundgerüst der Minerale instabil und zerfällt. Durch Hydrolyse werden aus diesen Silikat-Mineralen Tonminerale (im gemäßigten Klima: Illit, im tropischen Klima: Kaolinit). Die Hydrolyse führt also zur Bodenbildung, wobei der Quarz (SiO2) angereichert wird, da er dem Wasser keine Spaltflächen zum Angreifen bietet und aufgrund seiner Struktur und Zusammensetzung auch keine neuen wasserhaltigen Minerale bilden kann.
Bei jeder Umlagerung, jedem Transportvorgang werden Feldspat und Glimmer weiter zersetzt, die Tonminerale ausgewaschen. Trotz des ursprünglich geringeren Anteils an Quarz bleibt schließlich nur er als Sand zurück, begleitet von wenigen, ebenfalls sehr stabilen Schwermineralen. Der Sand und somit auch der Sandstein in der Buntsandsteinzeit sind also letztlich die angereicherten, verwitterungsresistenten Reste des Abtragungsschutts des Variskischen Gebirges.
Im frühen Zechsteinmeer (vor rd. 255 Mio. Jahren) herrschten in Teilen dieses Meeres Verhältnisse, wie wir sie heute vom Schwarzen Meer kennen:
Im Tiefenprofil bildete sich eine stabile vertikale Schichtung aus mit nur unbedeutendem Austausch zwischen einer sauerstoffreichen, stark belebten und lichtdurchfluteten, oberflächennahen Zone und einer sauerstoffarmen bis weitgehend sauerstofffreien, wahrscheinlich auch höher mineralisierten Tiefenzone. Deshalb konnten in den tieferen Bereichen dieses Meeres keine Organismen mit einem auf Sauerstoff-Atmung basierenden Stoffwechsel existieren.
Herabsinkende organische Abfälle (abgestorbene Pflanzen und Tiere) aus höheren Wasserzonen konnten nicht – wie an der Luft oder im sauerstoffreichen Wasser – vollständig zu Kohlendioxid und Wasser oxidiert werden und sammelten sich deshalb an, es herrschten sog. euxinische Verhältnisse.
Um einen weiteren Abbau dieses Materials im tieferen Wasser zu ermöglichen, war aber Sauerstoff erforderlich. Dieser wurde nun durch Reduktion anderer Verbindungen, wie z.B. durch Abbau von (zuerst) Nitrat (NO3-), dann Sulfat (SO42-) gewonnen. Durch den Abbau des SO42- entstand Schwefelwasserstoff(H2S), der frei werdende Sauerstoff reichte jedoch noch immer nicht für den vollständigen Abbau des organischen Materials aus. Dieses sammelte sich in einem Sediment an, das heute als bis zu 50 cm mächtiger, bituminöser Schieferton (Kupferschiefer) vorliegt. Die Sulfid-Ionen des frei werdenden Schwefelwasserstoffs reagierten sofort mit den im Meerwasser vorhandenen zweiwertigen Metall-Ionen und fällten sie als Metall- Sulfide (extrem geringes Löslichkeitsprodukt) wieder aus, weshalb diese Sedimente, der „Kupferschiefer“, auch abgebaut wurden.