Altmoränen-Hügelland

Die Altmoränen befinden sich mit Höhen zwischen ca. 530 und etwa 750 m NN in den tief- und mittelmontanen Höhenstufen. Allgemein treten die größeren Höhen im Südosten auf, während im Bereich des Donautals bei Riedlingen die geringsten Höhen vorkommen. Im Gegensatz zum Jungmoränengebiet, das größtenteils dem rheinischen Einzugsgebiet zugehörig ist, wird die Altmoränenlandschaft überwiegend zur Donau hin entwässert. Eine Ausnahme hiervon machen nur die westlichsten Altmoränen.

Entsprechend den naturräumlichen Gegebenheiten lässt sich das südwestdeutsche Altmoränengebiet zwanglos in bodengeographische Unterlandschaften gliedern. Der zentrale, mittlere Teil der Altmoränenlandschaft wird im Westen durch das Ringgenbachtal begrenzt, das sich von der Gemeinde Wald, unweit von Pfullendorf, nach Norden bis zu seiner Einmündung ins Ablachtal erstreckt. Seine östliche Begrenzung wird durch das nördliche Rißtal und das Umlachtal südöstlich von Biberach markiert. Die klimatischen Verhältnisse sind hier gemäßigt. Typisch ist die weite Verbreitung von Lösslehmdecken und lösslehmreichen Fließerden, welche den glazialen Untergrund mehr oder weniger lückenhaft verhüllen. Die südöstliche Altmoräne ist hingegen durch die nach Südosten ansteigenden, insgesamt hohen Niederschläge charakterisiert. Das westliche Altmoränengebiet schließlich reicht vom Gebiet westlich von Pfullendorf bis in den Hegau. Gegenüber dem zentralen Altmoränengebiet tritt hier die flächige Überdeckung mit Lösslehm und lösslehmreichen Fließerden deutlich zurück, weshalb dieser Bereich als eigene bodengeographische Unterlandschaft ausgegliedert wurde.

Die Grundmoränenbereiche der Altmoränenlandschaft werden von einigen größeren Tälern in nördliche Richtung, zur Donau hin durchzogen, deren breite Talböden in auffälliger Weise nicht mit der Wasserführung der heutigen Flüsse in Einklang stehen. Es handelt sich um ehemalige Abflussbahnen des würmzeitlichen Gletschers zur Zeit der Äußeren Jungendmoräne, als von den Hauptgletschertoren der Eisfront große Schmelzwassermengen geschüttet und zur Donau hin abgeführt wurden, die zu jener Zeit als Urstromtal fungierte. Von Westen nach Osten sind hier das Andelsbachtal unweit von Pfullendorf, etwas weiter östlich das Tal der Ostrach, das Schwarzachtal zwischen Bad Saulgau und Ertingen, das Rißtal zwischen Ingoldingen und den Altmoränen nördlich von Biberach an der Riß sowie das der Iller zustrebende Aitrachtal nordöstlich von Leutkirch zu nennen. Vor allem an den Talhängen dieser Täler und der von ihnen abzweigenden Seitentäler treten auch die Gesteine des Molassesockels zu Tage.

Die Endmoränen der Rißeiszeit sind nur abschnittsweise als morphologisch prägnante Wallformen vorhanden und fehlen im westlichen Teil der Altmoränenlandschaft fast völlig. Besonders gut ausgebildet sind die Endmoränen in der Typregion der Rißeiszeit in der Umgebung von Biberach an der Riß, insbesondere zwischen Warthausen und Uttenweiler-Ahlen am Nordrand des Federseebeckens. Die hier vorhandenen Endmoränen liegen verbreitet als zwei kurz hintereinander folgende Wälle vor, weshalb früher auch von einer stratigraphisch eigenständigen Doppelwallriß‑Eiszeit gesprochen wurde, während jener diese geformt wurden. Nach neueren Erkenntnissen sind die Rücken des Doppelwalls zwei unabhängigen Eisvorstößen zuzuschreiben. Der Innenwall der Altendmoränen repräsentiert somit den letzten landschaftlich überlieferten rißzeitlichen Eisvorstoß. Örtlich treten außerhalb der Endmoränen des Doppelwalls weitere Moränenablagerungen auf. Diese müssen entweder noch weiter reichenden, älteren rißzeitlichen Eisvorstößen zugerechnet werden oder stammen sogar von prärißzeitlichen Vergletscherungen. An die Wälle der Altendmoränen schließen v. a. im zentralen, mittleren Rheingletschergebiet sowie entlang der Altmoränen vom Rißtal bis in den Südosten gebietsweise ausgedehnte, von Schmelzwässern aus Gletschertoren an der Eisfront geschüttete Schotterfelder an, die in den nachfolgenden Tälern in die dortigen Hochterrassen übergehen.

Die im Vergleich zum insgesamt unruhigen Gelände der Jungmoränenlandschaft relativ ausgeglichenen Reliefverhältnisse in der Altmoränenlandschaft werden immer wieder auf die Einwirkung starker flächenhafter Abtragung durch Solifluktion und deren einebnende Wirkung während der Würmkaltzeit zurückgeführt, als die Altmoränenbereiche dem Periglazialraum zugehörten. Dem stehen jedoch Befunde entgegen, wonach die Altmoränen allgemein tiefer verwittert sind als die angrenzenden Jungmoränen mit ihren holozänen Böden. Die tiefere Verwitterung der Altmoränen ist bei ähnlichen Karbonatgehalten der glazigenen Sedimente nur erklärbar, wenn ältere Bodenreste aus der letzten Warmzeit (Riß/Würm-Interglazial) noch weitverbreitet in der Altmoränenlandschaft erhalten waren, bevor die holozänen Verwitterungs- und Bodenbildungsvorgänge einsetzten und die deshalb tiefer greifen konnten. Für die differierenden Reliefverhältnisse zwischen Jung- und Altmoränenlandschaft müssen daher andere Ursachen diskutiert werden. Neben der Auffüllung von Tiefenbereichen mit periglazialen Sedimenten und der dadurch erfolgten Verringerung von kleinräumigen Höhenunterschieden ist anzunehmen, dass die rißzeitlichen Eismassen im nördlichen baden-württembergischen Alpenvorland, auch wegen seiner Entwässerung zur Donau hin, in ein schon primär flacheres Gelände vorgestoßen sind.

Die Gliederung der Rißeiszeit – oder genauer des Rißeiszeitenkomplexes – ist bis heute, selbst nach über hundert Jahren Eiszeitenforschung, immer noch im Fluss und die Stellung ihrer Elemente unklar. Das betrifft sowohl ihre zeitliche, chronostratigraphische Einordnung, als auch die Frage, ob sich der Rißeiszeitenkomplex aus verschieden eigenständigen Eiszeiten, getrennt durch echte Warmzeiten zusammensetzt.

Am Außenrand der rißzeitlichen Altmoränen schließt bogenförmig ein Saum mit noch älteren Moränensedimenten an, der etwa von Altmannshofen im Aitrachtal bis nach Bellamont im Norden, wenige Kilometer östlich von Eberhardszell, reicht. Die früher als mindelzeitlich eingestuften Glazialablagerungen werden heute einer Hoßkircheiszeit zugeordnet. Diese ist älter als der Rißeiszeitenkomplex und jünger als die Deckenschotter der Mindelkaltzeit, die neuerdings in den obersten Abschnitt des Frühen Pleistozäns gestellt werden, das vor etwa 780 000 Jahren endete.

Neben Moränensedimenten sind lediglich die von früheren Gletschertoren am Eisrand geschütteten glazifluviatilen Schotter als Ausgangsmaterial für die Böden von Bedeutung. Bei ihnen macht sich häufig die zunehmende Entfernung von der ehemaligen Gletscherfront in der Zusammensetzung bemerkbar. Während sie im Eiskontaktbereich ausgesprochen schlecht sortiert sind und zahlreiche gröbere Komponenten aufweisen, zeigen sich mit fortschreitender Distanz deutliche Sortierungseffekte und die Sandanteile nehmen zu.

Durch ihren kalkalpinen Anteil besitzen die glazigenen Ablagerungen des rißzeitlichen Rheingletschers hohe Karbonatgehalte. Das Feinmaterial der Moränensedimente zeigt mit Werten um 20 % Karbonat und mehr bereits eine starke Kalkführung, während die kalkalpinen Bestandteile unter den Grobkomponenten deutlich höhere Anteile besitzen und bei glazifluviatilen Kiesen in der Fraktion 1–2 cm etwa 60 % ausmachen.

Die glazialen Ablagerungen des Rheingletschers treten gebietsabhängig in unterschiedlichem Ausmaß und häufig nur örtlich begrenzt als Ausgangssubstrate für die rezenten Böden an der Geländeoberfläche auf. Da die Altmoränengebiete während der Würmeiszeit dem Periglazialraum angehörten, wirkten typische kaltzeitliche Prozesse und überformten die Landschaft. Neben dem Bodenfließen im Auftauboden über dem Dauerfrostboden (Solifluktion) fanden v. a. weitflächige äolische Umlagerungen statt. Der Höhepunkt der Anwehung von Gesteinsstaub in die Altmoränengebiete erfolgte während der besonders kalten und trockenen Klimaxphase der letzten Kaltzeit vor ca. 20 000 Jahren, als nur etwas weiter südlich der würmzeitliche Gletscher seine Maximalausdehnung erreicht hatte. Begünstigt wurde die äolische Aktivität durch etliche von der Äußeren Jungendmoräne zur Donau führenden Schmelzwassertäler, da aus ihren im Winter trockenen Schotterflächen Gesteinsstaub leicht ausgeweht werden konnte, der auf den benachbarten Altmoränenbereichen zur Ablagerung kam.

In den obersten 3–5 dm lässt sich im äolisch beeinflussten Deckschichtenpaket vielfach eine junge Fließerde ausgliedern. Diese als Decklage (Hauptlage nach Ad-hoc-AG Boden, 2005a) bezeichnete Solifluktionsdecke zieht auch über angrenzende Reliefbereiche hinweg, in denen Moränensedimente nahe der Geländeoberfläche lagern. Wenn keine anthropogene Erosion stattgefunden hat, folgt die Hauptlage dem Relief mit nahezu konstanter Mächtigkeit. Es können also nach ihrer Bildung keine nennenswerten natürlichen Abtragungsvorgänge mehr stattgefunden haben, weshalb sie unmittelbar am Ende der letzten Kaltzeit vor dem Einsetzen der flächigen holozänen Wiederbewaldung und der damit verbundenen geomorphologischen Formungsruhe entstanden sein muss. An größeren Aufschlüssen lässt sich erkennen, dass der Moränenuntergrund direkt im Liegenden des äolischen Fließerdepakets ebenfalls häufig durch Solifluktion als Basislage verlagert wurde, wobei in ebener Lage nicht selten Kryoturbationen die frühere Frostbodenbildung anzeigen. Besonders augenfällig sind die Fließerdebildungen im Bereich der Molasseausstriche an den Talhängen, die sich aufgrund ihrer Kiesführung zumeist deutlich von den Molassesedimenten im Liegenden abheben.

Die Mächtigkeit des äolisch geprägten Fließerdepakets, das sich nach der Lagengliederung für die Mittelgebirgsbereiche aus der Haupt- und der Mittellage zusammensetzt, schwankt reliefbedingt und auch gebietsabhängig teilweise beträchtlich. Als grober Richtwert kann eine Mächtigkeit zwischen ca. 0,8 m und etwa 1,3 m über dem glazigenen Untergrund angegeben werden. Diese kann allerdings in spezifischen für die Ablagerung und Erhaltung von äolischem Material günstigen Reliefpositionen, wie z. B. an ostexponierten (Unter-)Hangbereichen, rasch auf ein Mehrfaches ansteigen.

In den meisten Fällen reichte jedoch die Intensität der äolischen Sedimentation nicht zum Aufwachsen mächtigerer Lössdecken aus. Mehr oder weniger gleichzeitig mit der Anwehung des Gesteinsstaubs erfolgten durch Solifluktion und Kryoturbation Umlagerungsprozesse, die zur Bildung von Fließerde- und Solimixtionsdecken führten. Diese überziehen den glazialen Untergrund reliefabhängig mit unterschiedlicher Mächtigkeit.

Häufig sind die Moränensedimente unter der lösslehmhaltigen Fließerdefolge durch bereits während der Riß/Würm-Warmzeit erfolgte Verwitterung überraschend tief bis teilweise über 4 m u. Fl. entkalkt. Auch außerhalb der Geländebereiche mit Überdeckung durch lösslehmreiche Fließerden treten auf Moränenuntergrund immer wieder Entkalkungstiefen auf, die über den Werten von holozänen Böden auf würmzeitlichem Geschiebemergel im benachbarten Jungmoränengebiet liegen. Die holozäne Bodenbildung hat hier also in bereits vorverwittertem Material eingesetzt und stattgefunden.

Örtlich, das gilt hauptsächlich für einen ca. 1–3 km breiten Streifen entlang des Donautals zwischen Herbertingen-Marbach und Unlingen, überstieg die kaltzeitliche äolische Sedimentation das übliche Ausmaß deutlich und führte zur Ablagerung von Lössen und Lösslehmen. Offensichtlich begünstigt durch den zwischen Mengen und Riedlingen vergleichsweise breiten Talboden der Donau und des einmündenden Ostrachtals, konnten hier durch südwestliche Winde große Mengen an Schluff ausgeweht und auf den anschließenden Hochbereichen abgelagert werden. Die teilweise stratigraphisch komplexer aufgebauten Lösse bestehen in ihrem jüngsten und zuoberst abgelagerten Abschnitt aus dem sog. Jungwürmlöss des Würmhochglazials, wie stellenweise enthaltene fossile Tundragleye (sog. Jungwürmnassböden) verdeutlichen. Diese mächtigeren, jungen Lössstraten wurden vielfach während des Holozäns durch die Bodenbildung nicht komplett entkalkt, weshalb sich unter der rezenten Parabraunerde häufig noch kalkreicher Löss findet (sog. Rohlöss). Etwas weiter nach Osten klang die starke Ablagerung von Löss zunehmend aus. In einem Übergangsbereich zwischen dem Lössgebiet und der Moränenlandschaft mit ihren lösslehmreichen Solifluktionsdecken folgt zunächst ein Streifen, der zwar durch insgesamt starke Lösseinwehung beeinflusst wurde, in dem jedoch nicht mehr die Mächtigkeiten des Lösses entlang der Talschulter erreicht wurden. Hier konnte das junge äolische Sediment nun im Verlauf der holozänen Bodenbildung komplett entkalkt werden. Die in diesem Bereich vorliegenden Lösslehme sind im Vergleich zu den sonst in der Altmoränenlandschaft vorherrschenden lösslehmhaltigen Solifluktionsdecken nur untergeordnet durch periglaziale Umlagerungvorgänge überprägt und dadurch weitestgehend grobkomponentenfrei und relativ locker gelagert. Die Lösse östlich des Donautals sind v. a. im Bereich der Talschulter häufig deutlich feinsandig ausgebildet, was vermutlich mit einem topographisch bedingten speziellen Strömungsverhalten des Windes zusammenhängt.

Auf höhere Windgeschwindigkeiten und einen geringen Höhenunterschied zum Talboden der Donau als Ausblasungsbereich ist die Ablagerung von Sandlöss auf der Unteren Hochterrasse nördlich von Herbertingen zurückzuführen. Eine geringe, aus dem Terrassenuntergrund aufgenommene Kiesführung zeigt, dass hier zusätzlich kryoturbate Beeinflussung stattfand. Eine lokale Besonderheit stellen die Flugsande im Umfeld der rißzeitlichen Endmoräne nördlich von Unlingen dar. Die bisher nicht näher untersuchten äolischen Sande sind vermutlich deutlich jünger als die hochkaltzeitlichen Lösse in der Umgebung des Donautals und dürften ähnlich wie andere süddeutsche Flugsande am Ende der Würmkaltzeit angeweht worden sein.

Die natürlichen Substrate wurden im Zuge der Rodungen und der nachfolgend in vielen Bereichen der Altmoränenlandschaft einsetzenden Ackernutzung Abtragungsvorgängen durch abfließendes Niederschlagswasser ausgesetzt. Das erodierte Bodenmaterial sammelte sich als junge holozäne Abschwemmmassen im Lauf der Zeit in Mulden und Tälchen sowie in Hangfußbereichen. Im Vergleich zu anderen Landschaften Südwestdeutschlands fällt die insgesamt relativ geringe Verbreitung von holozänen Abschwemmmassen auf. Erstaunlicherweise gilt dies nicht nur für jene Altmoränenbereiche mit Böden aus relativ abtragungsresistenten sand- und kieshaltigen Moränensedimenten, sondern auch für die vorherrschenden Böden aus lösslehmhaltigen Fließerden, die aufgrund ihres Schluffgehalts deutlich erosionsanfälliger sind. Vermutlich spiegelt sich hierin u. a. die vergleichsweise späte flächige Erschließung der Altmoränenlandschaft durch bäuerliche Besiedlung ab dem Frühmittelalter wieder. Mächtigere holozäne Abschwemmmassen treten fast ausnahmslos am Hangfuß von tiefer in die Altmoränenlandschaft eingeschnittenen, zur Donau hin entwässernden Tälern auf.

Ein kleinerer Teil des durch Erosion abgetragenen Bodenmaterials gelangte schließlich in die Vorfluter. Hier wurde es von den Fließgewässern mitgeführt und durch Hochwässer im Talbodenbereich als Auenlehm wieder abgesetzt. Auch hier fällt die insgesamt geringe Verbreitung von Auenlehmen auf, die zudem häufig vergleichsweise geringe Mächtigkeiten von unter 1 m aufweisen. Einen Sonderfall stellt das Donautal mit seinem Laufabschnitt in der Altmoränenlandschaft dar. Als Sammellinie mit überregionalem Einzugsgebiet wurden in ihrem Talboden auch mächtigere Auenlehme abgelagert. Zum anderen weist das Donautal flussabwärts von Mengen eine starke morphologische Differenzierung in verschiedene holozäne Terrassenniveaus mit unterschiedlich ausgebildeten Auenlehmen und sandigen Ablagerungen im jüngsten Auenbereich auf.

Die Flusstäler im Altmoränengebiet führen sandige, kieshaltige Füllungen, die, wenn sie an den Eisrand des würmzeitlichen Gletschers angebunden waren und von seinen Schmelzwässern durchflossen wurden, hohe Kiesanteile aufweisen. Darüber folgen nicht selten geringmächtige, sandige bis lehmige, kiesarme fluviatile Absätze, die überwiegend auf Hochwassersedimentation sowie stellenweise auf eine limnische Entstehung zurückzuführen sind. Allgemein hohe Grundwasserstände, die früher in den Tälern allgemein herrschten, bewirkten nachfolgend häufig ein Aufwachsen von Niedermoortorf auf den oft nur wenige Dezimeter mächtigen Feinsedimenten. Vor allem in den breiteren Tälern hat der Eintrag von Bodenmaterial durch die vom Menschen ausgelöste Bodenerosion häufig nicht ausgereicht, um den gesamten Tiefenbereich und seine fluviatilen Sedimente und Torfhorizonte flächig mit nennenswerten Auenlehmdecken zu überziehen. Der Talboden von früher an den hochwürmzeitlichen Gletscherrand angeschlossenen Tälern weist stellenweise eine morphologische Gliederung durch sandig-kiesige Niederterrassenreste auf, die vom eigentlichen Tiefenbereich mit einer meist niedrigen Stufe abgesetzt sind.

Durch starkes Torfwachstum waren die in der Altmoränenlandschaft enthaltenen grundwassererfüllten großen und kleineren Glazialbecken gekennzeichnet. Als Beispiele können das Wurzacher Ried und das Füramoos in der südöstlichen Altmoränenlandschaft sowie das Federseebecken und das Jammertalmoor bei Biberach angeführt werden. Nach Abschluss der Bildung von Niedermoortorfen setzte v. a. in den zentralen Bereichen der Moorkörper ein z. T. großflächiges Aufwachsen von Hochmoortorf ein. In historischer Zeit wurden sämtliche Moorgebiete vom Menschen durch Grundwasserabsenkungen und Torfabbau in unterschiedlichem Ausmaß, insgesamt jedoch stark, beeinflusst.

Eine Besonderheit, die auf die Einflussnahme des Menschen zurückzuführen ist, sind die im zentralen Federseebecken großflächig verbreiteten organischen Mudden aus Algen- und Pollenresten. Diese werden wegen ihrer gallertartigen, an rohe Leber erinnernde Konsistenz als Lebermudde bzw. bei Kalkführung als Kalklebermudde bezeichnet. Ihre heutige weite Verbreitung steht in Zusammenhang mit den zweimaligen, im 18. und zu Beginn des 19. Jahrhunderts erfolgten Entwässerungsmaßnahmen (sog. Seefällungen), im Zuge derer sich die ursprüngliche Seefläche stark verkleinerte und nun größere Teile des Seebodens des eutrophen Flachsees an die Geländeoberfläche gelangten.

Gegen Ende des Neolithikums (ca. 4000 Jahre vor heute) wird der Waldfeldbau, der von Dorfgemeinschaften betrieben wurde, die ständig ihren Siedlungsort verlagerten, durch ein Bewirtschaftungssystem mit permanenten Äckern abgelöst. In einer nun örtlich aufgelichteten Landschaft erfolgte eine deutliche Intensivierung des Ackerbaus. Während noch gegen Ende der Jungsteinzeit die Bodenbearbeitung wenig effektiv, vermutlich mit einem von Menschen gezogenen Handpflug durchgeführt wurde, setzte ab der Frühbronzezeit die Verwendung von Hakenpflügen ein, die nun von Tierpaaren gezogen wurden und ein etwas tieferes Pflügen ermöglichten. Spätestens ab der Mittelbronzezeit (3600 bis ca. 3200 Jahre vor heute) wurde zweimal im Jahr, im Frühjahr und im Herbst, ausgesät, wie das Auftreten von saisonalen Ackerunkräutern in Pollenprofilen nahelegt. Neben Einkorn sowie Emmer wurde v. a. Dinkel angebaut. Auch hier ist fraglich, inwieweit diese landwirtschaftlichen Intensivierungsschritte, abgesehen vom Umfeld der bekannten Siedlungsgebiete jener Zeit im Bereich des Donautals und des Federsees, aufgrund der sonst nur spärlichen Besiedlung der Altmoränengebiete nennenswerten Einfluss auf das landschaftliche Gefüge nahmen.

Landnutzung in der Bodengroßlandschaft Altmoränen-Hügelland (generalisierte ATKIS-Daten des LGL Baden-Württemberg)

Ein großer Umbruch erfolgte in Mitteleuropa mit dem Eintreffen der Römer nördlich der Alpen ab 15 v. Chr. In vielen Gebieten setzte von den römischen Gutshöfen (villae rusticae) ausgehend nun durch stark verbesserte Bodenbearbeitungsmaßnahmen und Anbautechniken eine intensive Nutzung der Landschaft ein, die sich auch in einer gebietsweise weiten Verbreitung von z. T. mächtigeren Kolluvien und Auenlehmen aus jener Zeit widerspiegelt. Das südwestdeutsche Alpenvorland, welches nun zur römischen Provinz Raetia zählte, war insgesamt nur spärlich durch villae rusticae erschlossen, dies gilt insbesondere auch für die Altmoränengebiete. Hier konzentrierte sich die römische Besiedlung entlang des Donautals, z. B. im Gebiet um Riedlingen und Ertingen sowie in der Umgebung von Mengen, wo bei Ennetach ein Kastell des Donaulimes beheimatet war.

Nach den Germaneneinfällen in der ersten Hälfte des 3. Jh. n. Chr. und zuletzt als Folge des verheerenden Alemannenvorstoßes 260 n. Chr. zogen sich die Römer zunächst bis an den Bodensee und Hochrhein als neuer Grenzlinie zurück. Das zuvor schon gering besiedelte südwestdeutsche Alpenvorland dünnte weiter aus und es dürfte zur teilweisen Wiederbewaldung der von den Römern nun verlassenen Landschaftsbereiche gekommen sein. Zu Beginn des 5. Jh. n. Chr. trafen schließlich die ersten alemannischen Siedler am Nordrand des Alpenvorlands ein. Ihre Siedlungen sind unschwer an den Namensendungen -ingen zu erkennen. Zusammen mit der ab der Merowingerzeit einsetzenden Endung -heim und den schon ab dem 7. Jh. n. Chr. erfolgten Siedlungsgründungen auf -dorf und -hofen zeichnet sich gemeinsam mit direkt nachfolgender Besiedlung (-stetten, -hausen, -beuren und -weiler), eine Erschließung der Altmoränenlandschaft ab, die im Frühmittelalter vom Donautal ausgehend, zunächst entlang der Seitentäler immer weiter in das Hinterland vorgerückt ist.

Im Hochmittelalter erfolgten zur Stauferzeit die wenigen Stadtgründungen (Biberach an der Riß, Bad Buchau, Pfullendorf) und die weitere Durchdringung der Altmoränenlandschaft mit Siedlungen. So wurden bisher weitgehend bewaldete Hochflächenbereiche zwischen den Tälern schließlich flächig durch Rodungsorte erschlossen und das heute vorliegende Siedlungsmuster letztendlich erzeugt. Wichtige Innovationen des Hochmittelalters waren die Einführung der Dreifelderwirtschaft und des Wendepflugs, die über lange Zeit und ab ca. 1800 in Form der verbesserten Dreifelderwirtschaft die Grundlage für die ackerbauliche Nutzung auch der Altmoränenlandschaft bildeten.

Fast als einziger früher industrieller Kristallisationskeim kann Biberach an der Riß gelten, in dem sich nach der Fertigstellung der Bahnlinie Ulm-Friedrichshafen in den Jahren 1847/50 ein deutlicher Aufschwung mit der Gründung etlicher Industriebetriebe vollzog. Die Fertigstellung des Eisenbahnnetzes in Mitteleuropa um 1870 hatte darüber hinaus deutliche Konsequenzen für das landwirtschaftlich geprägte nördliche Alpenvorland. Zum einen bedeutete es, dass nun größere Absatzmärkte für die Agrarprodukte erschlossen werden konnten, auf der anderen Seite ergaben sich dadurch auch Anpassungszwänge, die bis in die Landnutzung ausstrahlten. So verdrängte billiger überseeischer Weizen, der über den Rhein nach Mannheim gelangte und von dort in Eisenbahnwaggons bis Basel transportiert wurde, zunehmend den im nördlichen Oberschwaben produzierten Dinkel als traditionelles Brotgetreide aus seinen angestammten Absatzmärkten in Vorarlberg, in Tirol und in der Nordostschweiz. In der Folge kam es zu einem sukzessiven Zurückdrängen des Ackerbaus in den niederschlagsreicheren südlichen Altmoränengebieten und im Gegenzug zu einer starken Ausweitung der Viehhaltung und Grünlandwirtschaft, in deren Zusammenhang auch von einer Vergrünlandung gesprochen wird.

Das südwestdeutsche Alpenvorland ist bis heute Bauernland, in welchem die Bedeutung der Landwirtschaft deutlich höher ist als in anderen Gebieten Baden-Württembergs. Gleichwohl hat auch hier ein drastischer Strukturwandel in den zurückliegenden Jahrzehnten zu einem erheblichen Rückgang der Zahl der landwirtschaftlichen Betriebe geführt. Die Altmoränenlandschaft Südwestdeutschlands wird unter raumordnerischen Gesichtspunkten insgesamt dem „ländlichen Raum“ zugerechnet. Größere Städte (> 40 000 Einw.) oder gar städtische Verdichtungsräume fehlen vollständig. Die vergleichsweise dünne Besiedlung und der erhöhte Anteil von Land- und Forstwirtschaft am Wirtschaftsleben lassen sich anhand einiger Kennzahlen verdeutlichen. So stehen einer Bevölkerungsdichte von ca. 300 Einw./km² im Gesamtgebiet Baden-Württembergs in den Landkreisen Sigmaringen und Biberach an der Riß, die zu einem erheblichen Teil im Altmoränengebiet liegen, nur 106 bzw. 133 Einw./km² gegenüber. Die Bruttowertschöpfung der Land- und Forstwirtschaft als Maß für die wirtschaftliche Leistung übersteigt im Landkreis Biberach mit 1,3 % das Doppelte des Wertes für Baden-Württemberg (0,5 %).