Südliches Oberrheinisches Tiefland, Hochrheingebiet und Klettgau

Zwischen Efringen-Kirchen und Schliengen setzt die Niederterrasse aus. Der Rhein tritt dort nahe an das im Osten angrenzende Markgräfler Hügelland heran. Dieses entspricht im Südlichen Oberrheingraben der Vorbergzone, einer dem Schwarzwald vorgelagerten mehrere Kilometer breiten Hügel- und Berglandschaft. Sie besteht aus einem Mosaik von Bruchschollen, die vorwiegend aus Gesteinen der Tertiär- und Jurazeit aufgebaut sind und bereichsweise von pleistozänen Flussablagerungen überdeckt werden. Die komplizierten geologischen Lagerungsverhältnisse der Vorbergzone hängen eng mit der Entstehung des Oberrheingrabens zusammen. Besonders die tieferen Lagen werden großflächig von mächtigem Löss überlagert. Die Geländehöhen schwanken meist zwischen 250 und 400 m NN. Im Übergang zum Schwarzwald, besonders südlich von Badenweiler, steigt das Gelände auf 400–600 m NN, am Ostrand örtlich auf über 700 m NN an (Badenweiler-Kanderner-Vorbergzone). Die Staufener Bucht im Norden wurde in der Bodenkarte bereits der nördlich angrenzenden Bodengroßlandschaft „Kaiserstuhl und Freiburger Bucht“ zugeordnet. Andere Gliederungen rechnen die Staufener Bucht noch zum Markgräfler Hügelland. Als Grenzlinie wurde der Sulzbach zwischen Sulzburg und Heitersheim herangezogen.

Nur kleinere Fließgewässer queren das südliche Oberrheinische Tiefland. Die Einzugsgebiete von Klemmbach und Kander reichen weit in den Schwarzwald hinein. Die Wiese, als größerer Schwarzwaldfluss, bildet den Südrand der Oberrheinebene und mündet bei Basel in den Rhein. Der Ausgang des Wiesentals, zwischen Tüllinger Berg und Dinkelberg, wird vollständig vom Lörracher Stadtgebiet eingenommen.

Östlich von Lörrach und der rechtsrheinischen Grenze zur Schweiz bei Riehen schließt sich das Hochrheingebiet an. Neben dem Talbereich mit Quartärablagerungen des Rheins gehört zum Hochrheingebiet auch der große Bruchschollenkomplex des Dinkelbergs. Das zwischen Wiese-, Rhein- und Wehratal gelegene, tektonisch stark gegliederte Berg- und Hügelland mit Höhenlagen von 300 bis über 500 m NN besteht vorwiegend aus Karbonatgestein des Oberen Muschelkalks und ist intensiv verkarstet. In tektonischen Gräben sind Gesteine des Keupers und örtlich des Juras verbreitet.

Im Hochrheintal zwischen Grenzach-Wyhlen und Hohentengen sowie in dem Talabschnitt bei Jestetten bildet der Hochrhein die Grenze zur Schweiz. In dem schmalen Talraum auf deutscher Seite bilden lösslehmreiche Deckschichten, pleistozäne Terrassenschotter und holozäne Auensedimente in verschiedenen Höhenlagen das überwiegende Ausgangsgestein der Bodenbildung. Die Entstehung der zahlreichen Flussterrassen ist durch die junge, schnell voranschreitende Tiefenerosion des Flusses bedingt, die heute noch andauert. Vom deutschen Hochrheinufer unterhalb von Schaffhausen bis zur Rheinaue westlich von Grenzach-Wyhlen folgt der Rhein auf 110 Flusskilometern einem Höhenunterschied von über 100 m. Zum Hochrheingebiet wurden in der Bodenkarte auch die isoliert auf den Randhöhen gelegenen mittelpleistozänen Moränenablagerungen der alpinen Vorlandsvereisung sowie die aus den Nachbarlandschaften ins Hochrheintal geschütteten Schwemmsedimente gerechnet. Besonders zwischen Murg und Dogern gibt es eine engräumige Verzahnung mit der Bodengroßlandschaft Grundgebirgsschwarzwald. Hänge aus Kristallingestein ragen dort z. T. nahe ans Rheinufer heran, während Terrassensedimente des Rheins, Moränenreste und Lösslehmdecken nur inselhaft auf den Hochflächen zwischen den von Norden einmündenden Tälern auftreten.

Östlich von Schaffhausen, bei Büsingen und Gailingen, gehört der Hochrhein als südliche Begrenzung noch zur Bodengroßlandschaft Hegau. Der durch Schweizer Staatsgebiet abgeschnittene, isoliert gelegene Talabschnitt südwestlich von Schaffhausen, bei Jestetten und Lottstetten gehört in der Bodenkarte bereits zum Hochrheingebiet. Auch die Böden auf Quartärsedimenten des Klettgauer Tals zwischen Lauchringen und Klettgau-Erzingen werden zusammen mit dem Hochrheintal behandelt, da die Entstehungsgeschichte beider Täler eng miteinander zusammenhängt.

Die Hauptzuflüsse auf der nördlichen Hochrheinseite sind Wutach, Alb, Murg und Wehra. Große Wassermengen liefern die mit ihrem Einzugsgebiet in die Alpen reichenden südlichen Zuflüsse Aare und Thur. Der westlichste linksrheinische Hochrheinzufluss ist die Birs bei Basel, deren Eizugsgebiet sich im Schweizer Jura befindet.

Einzelfunde belegen bereits die Anwesenheit von alt- und mittelsteinzeitlichen Jäger- und Sammlergruppen in der Region. Wie zahlreiche archäologische Funde aus den darauffolgenden Epochen zeigen, war der Landschaftsraum aufgrund seiner Klima- und Bodengunst sowie der günstigen topographischen Lage seit der Jungsteinzeit ein bevorzugter Siedlungs- und Durchgangsraum (Fingerlin, 1991).

Die Erstellung der Bodenkarte 1 : 50 000 (GeoLa-Fachdaten Boden) für das Gebiet beruht auf der Zusammenführung vorhandener bodenkundlicher Spezialkarten 1 : 25 000 (Boll & Fleck, 1994; Boll & Rilling, 1998; Rilling & Boll, 2000; 2002; Krause, 2003; 2004; Boll & Krause, 2004). Für die davon nicht abgedeckten Gebiete erfolgte eine Übersichtskartierung unter Einbeziehung von Bodenschätzungskarten, Forstlichen Standortskarten und weiteren Unterlagen. Ältere Beschreibungen der Böden finden sich beispielsweise in Genser & Moll, 1963; Moll, 1964; Roedig, 1964; GLA, 1975; Hädrich & Schindler, 1993; Fleck et al., 1997; SOLUM, Büro für Boden und Geologie, 1994; Hädrich & Stahr, 2001; Landratsamt Waldshut, 2001.

Überblick über die Flussgeschichte (Miozän bis Pleistozän)

Der im Miozän vor ca. 15–20 Mio. Jahren entstandene Ur-Rhein reichte mit seinem Einzugsgebiet von Norden her anfangs nur bis in den Bereich des Kaiserstuhls. Südlich der dort vorhandenen Schwelle entwässerten die aus dem Schwarzwald und den Vogesen einmündenden Flüsse nach Südwesten durch den Sundgau, über die Rhone, zum Mittelmeer. Zwischen Südschwarzwald und Alpen befand sich das Molassebecken, dessen Entwässerungsrichtung sich im Obermiozän durch tektonische Hebung nach Nordosten umkehrte, worauf sich das Flusssystem der Ur-Donau herausbildete. Ihr Haupt-Quellast war die Aare-Donau, deren Einzugsgebiet in den Westalpen lag und die somit auch den Osten des heutigen Hochrheingebiets entwässerte. Ein Vorläufer des Alpenrheins floss damals noch nach Norden durch Oberschwaben und mündete im Raum Ehingen/Blaubeuren in die Urdonau (Villinger, 1998).

Während des darauffolgenden Pliozäns verlor die Donau ihren großen alpinen Quellfluss. Durch die Hebung des Schwarzwalds und seines südlichen Vorlands floss die Aare nun nach Westen zum Sundgau, wo sie die Zuflüsse aus dem südlichen Rheingraben aufnahm. Infolge des weiteren Absinkens des südlichen Oberrheingrabens im obersten Pliozän konnte der Ur-Rhein schließlich die Kaiserstuhl-Wasserscheide überwinden, die Aare anzapfen und sie nach Norden umleiten.

Der Anschluss des Alpenrheins an die Aare (der Bodensee existierte damals noch nicht) erfolgte vermutlich im frühen Pleistozän in Zusammenhang mit ersten Vorstößen des Rheingletschers ins Alpenvorland (Villinger, 1998). Wahrscheinlich lag der Lauf des Rheins bereits damals im Bereich des Klettgauer Tals. Dieses wurde aber v. a. während des Mittelpleistozäns ausgeräumt und anschließend mit Schotter verfüllt. Später bildete sich ein neuer Rheinlauf südlich des Kleinen Randens heraus. Während der Würm-Kaltzeit wurde das Klettgauer Tal nochmals als Schmelzwasserrinne des Rheingletschers benutzt. Nach dem Abschmelzen des Würmgletschers verlegte sich der Rheinlauf wieder nach Süden und erreichte über einen Felsriegel aus Oberjurakalk beim heutigen Rheinfall von Schaffhausen wieder seine alte Abflussrinne. Mit der Anzapfung der Feldberg-Donau durch die Wutach in der Würm-Kaltzeit konnte der Hochrhein sein Einzugsgebiet ein weiteres Mal erweitern.

Im Würm-Hochglazial verliefen der südliche Oberrhein und seine Nebenflüsse in einem vielverzweigten, sich ständig verändernden Flussnetz („braided river“) auf einer bis zu 25 km breiten Schotterebene (Mäckel, 1992). Im Spätglazial veränderte er sich zu einem in wenige Arme gegliederten Fluss mit gleichmäßigerer Wasserführung. Die verminderte Fracht an Grobsediment und der konzentrierte Abfluss führten zum Einschneiden der Gewässer und zur Bildung der Niederterrasse. Bis zu dieser Zeit zweigten am Nordrand der Bodengroßlandschaft vom Rhein noch Flussarme ab, die auf der Ostseite des Kaiserstuhls entlang flossen (Schreiner in: Groschopf et al., 1996). Nach dem Tieferschneiden am Ende des Pleistozäns wurde die Ostrheinrinne nur noch bei starken Hochwässern überflutet.

In der durch tektonische Absenkung geprägten Rheinebene sind die früh- und mittelpleistozänen Flussschotter von jüngeren Sedimenten überdeckt. Im Vergleich zum Mittleren und Nördlichen Oberrheingebiet ist die gesamte Quartärfüllung in der südlichen Oberrheinebene nur geringmächtig. Zwischen Weil am Rhein und Steinenstadt beträgt sie meist nur 10–20 m. Im Norden, bei Hartheim/Breisach sind es bereits über 100 m.

Zeugen der frühpleistozänen flussgeschichtlichen Entwicklung im Hochrheingebiet und Klettgau sind die Höheren und Tieferen Hochrhein-Deckenschotter. Sie liegen ca. 80–200 m über dem Rhein und bilden mit Lösslehm überdeckte Hochflächen, die von steilen Hängen begrenzt werden. Häufig sind die Gerölle zu harten Konglomeratbänken verbacken, die mehrere Meter hohe Steilwände mit einem Hangfuß aus Absturzmassen bilden können. An der Basis der Deckenschotter treten über wasserstauenden Gesteinen häufig Quellen auf. Das Hauptverbreitungsgebiet der Deckenschotter ist zwischen Schwörstadt und Rheinfelden sowie bei Waldshut, Küssaberg-Reckingen und auf dem Rechberg zwischen Klettgauer Tal und unterer Wutach. Die noch älteren Ablagerungen der Mühlbach-Schichten, die im Hochrheintal bei Laufenburg und Albbruck auftreten und zur Gruppe der Höhenschotter gerechnet werden, sind großflächig von jüngeren, lösslehmhaltigen Deckschichten überlagert und spielen für die Bodenbildung kaum eine Rolle.

Während der älteren Vereisungen im Mittleren Pleistozän (Riß-Komplex, Hoßkirch-Komplex) drangen die Alpengletscher (Aare/Rhone-, Reuss- und Linthgletscher) nach Norden über den Hochrhein vor und endeten an der Südabdachung des Schwarzwalds, im Klettgau und auf dem Kleinen Randen. Davon zeugen die zwischen Bad Säckingen und dem Klettgau, nördlich des Hochrheintals gelegenen, inselhaft vorkommenden Moränen- und Eisrandsedimente (Haseltal-Formation), die zu sandig-kiesigen und lehmig-kiesigen Substraten verwittern. Die überwiegend von lösslehmreichen Deckschichten überlagerten Vorkommen heben sich nur stellenweise morphologisch von der Umgebung ab. Am Schwarzwald-Südhang bei Bad Säckingen ausgebildete Erosionsterrassen und Erosionsrinnen werden z. T. auf Eisrandflüsse aus dieser Zeit zurückgeführt (Verderber, 2003; Becker & Angelstein, 2004). Da alpine Ablagerungen dort aber weitgehend fehlen, wurden diese Bereiche in der Bodenkarte der Bodengroßlandschaft Grundgebirgsschwarzwald zugeordnet. Auf Schweizer Gebiet befindet sich beim Möhliner Feld östlich von Rheinfelden eine deutlich ausgeprägte Endmoräne. Ein früher angenommenes Vordringen der rißzeitlichen Schwarzwald-Vereisung bis in den Klettgau oder auf den Dinkelberg sowie eine Verbindung mit der alpinen Vereisung am Schwarzwald-Südrand (Pfannenstiel & Rahm, 1963; 1964; Hofmann, 1981; Rahm, 1989) konnte nicht bestätigt werden (Schreiner, 1986; 1995b; Verderber, 1992; Wendebourg & Ramshorn, 1987; vgl. auch Leser, 1979).

Während der Rißkaltzeit wurde die im Klettgau vom Rhein geschaffene tiefe Flussrinne mit mächtigen Kiesablagerungen verfüllt, die heute einen bedeutenden Grundwasserspeicher darstellen. Bei den über der Talsohle gelegenen Schotter (Rheingletscher-Hochterrassenschotter) ist zwischen einer Oberen und einer Mittleren Hochterrasse zu unterscheiden (Verderber 1992, S. 63 ff.). Die verfestigten Schotter der Oberen Hochterrasse liegen etwa 30 m über der Mittleren Hochterrasse und enthalten etwas weniger kalkige Komponenten als diese. Die in mehreren Kiesgruben aufgeschlossenen Schotter der Mittleren Hochterrasse bilden im Wesentlichen den Sockel des breiten Hügelrückens, der das Klettgauer Tal in Längsrichtung durchzieht. Rißzeitliche, im zentralen Bereich oft von geringmächtigem Lösslehm bedeckte Terrassenschotter finden sich auch nördlich und südlich von Lauchringen, beiderseits des Talausgangs der Wutach, sowie kleinflächig entlang des Hochrheins von Hohentengen bis Schwörstadt. Bei Rheinfelden-Riedmatt sind dem Tieferen Hochrhein-Deckenschotter sehr kleinflächig rißzeitliche Schotter vorgelagert (Verderber, 1992, S. 31 ff.; Bludau et al., 1994). Da die Hochterrassen in ihrem zentralen flachen Bereich meist von umgelagertem Lösslehm bedeckt sind, treten die Terrassensedimente v. a. in den hängigen Randbereichen in Oberflächennähe auf.

Die Eismassen der würmzeitlichen Alpenvorlands-Vereisung drangen nicht bis in das Gebiet der Bodengroßlandschaft vor. Die ganz im Osten, bei Jestetten und Lottstetten westlich des Rheins gelegenen Moränen des Würm-Maximalstands wurden der Bodengroßlandschaft Jungmoränenhügelland zugeordnet. Die Schmelzwasserflüsse lagerten im Talboden des Hochrheintals die Schotter ab, die heute die Niederterrasse aufbauen (Rheingletscher-Niederterrassenschotter).

Die Niederterrassenschotter der südlichen Oberrheinebene werden der Neuenburg-Formation zugeordnet. In der Niederterrasse bei Weil am Rhein verzahnen sich die Schotter der Wiese mit denen des Rheins. Zwischen Weil am Rhein und Efringen-Kirchen lässt sich die Niederterrasse noch in zwei Niveaus unterteilen, unter denen zwei weitere Erosionsniveaus folgen, die bereits von holozänem Auensediment bedeckt sind (Wittmann, 1994). Zwischen Efringen-Kirchen und Schliengen fehlt die Niederterrasse weitgehend, da sich der Rheinlauf hier nah an das Markgräfler Hügelland herandrängt. Nördlich davon setzt sich die meist ca. 1–4 km breite Terrassenfläche auf einem Niveau bis zum Südrand des Kaiserstuhls fort. Über der westlich anschließenden holozänen Rheinaue erhebt sie sich mit einer scharfen, ganz im Süden über 20 m und im Norden 4 m hohen Terrassenkante, dem sog. Hochgestade.

Im Hochrheingebiet treten nur am Südrand des Dinkelbergs bei Grenzach-Wyhlen und Rheinfelden einzelne Lössflecken auf. Dagegen sind Lösslehmdecken in Flachlagen und ostexponierten Hanglagen des Dinkelbergs häufiger. Auch auf den früh- und mittelpleistozänen Terrassen- und Moränensedimenten des Hochrheintals sind geringmächtige Lösslehme weit verbreitet, die häufig aber auch Fremdmaterial und damit Anzeichen von Solifluktion und Kryoturbation aufweisen. Auf den Deckenschotterplateaus im Klettgau tritt wiederum mächtiger Lösslehm auf, der nach Bausch & Schober (1997) bis 20 m mächtig sein kann.

Die Rheinaue – Morphologie und anthropogene Veränderung

Der Rhein hat sich am Ende der letzten Kaltzeit in die würmzeitlichen Schotter eingeschnitten und in der neu gebildeten Talsohle Auensedimente bei Überflutungen abgelagert. Im Hochrheintal sind in Folge der stärkeren Tiefenerosion verschiedene Niveaus von Auenterrassen entstanden, die sich auch im Entwicklungsgrad der darauf verbreiteten Böden unterscheiden (vgl. Bodenlandschaften/Hochrheintal und Klettgauer Tal). Die 10 m über dem Rhein gelegene Auenterrasse zwischen Rheinfelden und Grenzach-Wyhlen zeigt örtlich eine stark gewellte Oberfläche, die auf Sackungen infolge des Salzabbaus im Mittleren Muschelkalk mittels Solung zurückgeführt wird (Schindler, 1993b, S. 805).

Bei extremem Hochwasser wird nur noch das jüngste, unterste Auenniveau überflutet. Aufgrund der anhaltenden Tiefenerosion nimmt die junge Aue nur einen schmalen Streifen entlang des Flusses ein.

Am südlichen Oberrhein ist bei Märkt, nördlich von Weil am Rhein, eine ältere Auenterrasse ausgebildet, die ca. 3 m über der jungen Rheinaue liegt und aufgrund der dort gemachten Funde in die späte Bronzezeit datiert wird (Wittmann, 1994; Schmid, 1950). Der nördliche Abschnitt der Märkter Terrasse ist von Auensedimenten der Kander bedeckt. Südwestlich von Weil am Rhein bildet die Aue der Wiese eine mehrere Meter tiefer als die Niederterrasse gelegene breite, flachwellige Ebene. Von ihr lässt sich eine geringfügig höher gelegene ältere Auenterrasse abgrenzen.

Während die Aue der nördlichen Oberrheinebene durch Mäander geprägt war, zeigte der Flusslauf zwischen Basel und Breisach aufgrund des stärkeren Gefälles eine netzartige Aufspaltung in zahlreiche Flussarme (Furkationszone). Wechselnde Strömungsverhältnisse und Wasserführung, Erosion und Akkumulation hatten eine ständige Verlagerung der flachen Rinnen und Rücken zur Folge.

Die Auenlandschaft am südlichen Oberrhein wurde durch den Menschen extrem umgestaltet. Ziel der nach Plänen des badischen Ingenieurs J. G. Tulla durchgeführten Rheinkorrektion im 19. Jh. war die Schiffbarmachung des Flusses und die Abwendung der teils verheerenden Hochwässer. Darüber hinaus konnte durch die Maßnahmen Neuland für die agrarische Nutzung gewonnen werden. Die Folgen der Eindeichung und Begradigung, die 1876 abgeschlossen wurde (Schwabe, 1992), waren eine mit der Erhöhung der Fließgeschwindigkeit und Transportkraft verbundene Tiefenerosion. Bei den Isteiner Schwellen, nordwestlich von Efringen-Kirchen, wurde durch die Flusserosion das mesozoische Festgestein freigelegt. Auch in den Rheinzuflüssen ist eine junge Tieferlegung durch rückschreitende Erosion zu beobachten. Diese hat im Feuerbach östlich von Efringen-Kirchen zu einer 4 m hohen Stufe geführt (Zollinger, 1990).

Das Wegfallen der Überflutungen und eine starke Absenkung des Grundwassers hatten erhebliche Auswirkungen auf den Naturhaushalt, die sich durch den Bau des betonierten Rheinseitenkanals in der ersten Hälfte des 20. Jh. noch verstärkten (siehe Kap. Bodenlandschaften/Rheinaue). Der Grundwasserspiegel ist um ca. 8 m (HGK, 1975) abgesenkt worden, so dass die Grundwassermerkmale in den Böden in Form von Rostflecken als reliktisch angesehen werden müssen. Ganz im Süden, zwischen Weil am Rhein und den Isteiner Schwellen, liegen die mittleren Grundwasserstände zwischen 2,5 und 3 m u. Fl. Der Verlauf der ehemaligen Rheinarme ist in der heutigen Trockenaue in Form flacher Rinnen noch morphologisch sichtbar. Die einzigen Flächen, die heute noch eine rezente Auendynamik, d. h. regelmäßige Überflutungen aufweisen, sind die Buhnenfelder und Kiesbänke innerhalb des eingedeichten Flussbetts.

Präquartäre Gesteine im Markgräfler Hügelland und auf dem Dinkelberg

Über den im Oberrheingraben abgesunkenen Deckgebirgsschollen (Trias, Jura) wurden während des Tertiärs marine, limnische und von den Grabenflanken her auch fluviatile Sedimente abgelagert. Im Zuge tektonischer Bewegungen am Grabenrand wurden die Bruchschollen unterschiedlich stark gekippt und in Teilen wieder abgetragen. Sie bilden heute die Vorbergzone vor dem Steilanstieg zu dem aus Kristallingestein bestehenden Südschwarzwald, von dem sie durch die Schwarzwaldrandverwerfung getrennt sind.

In weiten Bereichen des tiefer gelegenen westlichen Teils des Hügellands sind die präquartären Gesteine allerdings überwiegend von Löss überdeckt. Nach Westen hin geht dieses Lösshügelland in die höher gelegene und stärker reliefierte Badenweiler-Kanderner-Vorbergzone über (Lipburg-Feuerbacher Waldhügel). Die größtenteils von Löss bedeckte Oberjura-Bruchscholle des Isteiner Klotzes tritt am Rand zur Rheinebene mit steilen Hängen und markanten Felsen in Erscheinung. Zwischen diesem Gebiet und der Badenweiler-Kanderner-Vorbergzone verläuft der Bamlacher Graben. Es handelt sich um eine NW–SE-gerichtete tektonische Struktur, in der ein von Haselbach, Feuerbach und Kander gequertes Hügelland aus Tertiärgesteinen ausgebildet ist. Löss und Lösslehm nehmen große Flächen ein.

Verbreitete Gesteine aus dem älteren Tertiär sind die Kalkkonglomerate (Küstenkonglomerat-Formation), die beispielsweise die Scheitelbereiche der Vorberge zwischen Müllheim und Sulzburg aufbauen, aber auch weiter südlich noch in Erscheinung treten. Daneben sind es v. a. leicht verwitterbare Mergel aus dem Tertiär, die für die Bodenbildung in der Vorbergzone von Bedeutung sind (Pechelbronn-, Haguenau-, Wittelsheim- und Schliengen-Formation). Nur an wenigen Stellen fallen Felsstufen auf, die von Kalksteinschichten in den Mergeln gebildet werden. Bei Bad Bellingen, Fischingen und Lörrach treten z. T. Mergel aus dem jüngeren Oberrheingraben-Tertiär an der Oberfläche in Erscheinung (Froidefontaine-Formation). Die bei Kandern vorkommenden, vermutlich pliozänen Höhenschotter („Heubergschotter“) wurden bereits oben erwähnt.

Gesteine des Oberjuras streichen v. a. südwestlich und westlich von Kandern sowie nördlich und nordwestlich von Efringen-Kirchen aus und bilden dort Plateaus und Steilstufen. Es handelt sich überwiegend um Kalksteine der Korallenkalk-Formation, bei Efringen-Kirchen auch der Nerineenkalk-Formation. In den Taschen und Spalten der stark verkarsteten Oberfläche des Korallenkalks haben sich Reste einer alttertiären Verwitterungsdecke erhalten. Es handelt sich um Tone mit Eisenerzkonkretionen und Sande der Schliengen-Formation (Boluston und Huppersande). Die in Karstspalten eingespülten oder in den umgelagerten Tonen erhaltenen Bohnerze wurden über Jahrhunderte auf großen Arealen abgebaut, was zu einer starken Veränderung der Geländeoberfläche geführt hat (Werner & Gerlitzki, 2019).

Am Ostrand der Badenweiler-Kanderner-Vorbergzone, im Übergang zu den Schwarzwaldhängen, streichen in einem schmalen Streifen die Schichtköpfe steilgestellter Trias-Schichten aus. Lokal treten permzeitliche Arkosen hinzu. Die Sand-, Ton-, Mergel- und Karbonatgesteine treten nur selten direkt bodenbildend in Erscheinung. Meist sind sie als Grobkomponenten in den die Hänge überdeckenden Fließerden enthalten, die auch Beimengungen von Gneis- und Granitgestein aus dem angrenzenden Schwarzwald führen.

Östlich von Lörrach schließt sich der zwischen Wiese-, Rhein- und Wehratal gelegene, tektonisch stark gegliederte Bruchschollenkomplex des Dinkelbergs an. Die hügelige Landschaft auf dem Dinkelberg mit Höhenlagen von 300 bis über 500 m NN ist vorwiegend aus Karbonatgestein des Oberen Muschelkalks aufgebaut und intensiv verkarstet. Zwischen einer westlichen und einer östlichen Hochscholle befindet sich der ca. 8 km breite zentrale Dinkelberggraben, in dem sich neben Muschelkalk großflächig Gesteine des Unter- und Mittelkeupers und vereinzelt des Juras erhalten haben.

Mit teils steilen Hängen fällt der Dinkelberg zu den umgebenden Tälern hin ab. Im Westen, wo der Dinkelberg durch das Tal der Wiese begrenzt wird, tauchen die mesozoischen Gesteine der Dinkelbergscholle entlang mehrerer Verwerfungen unter die tertiären und quartären Sedimente des Oberrheingrabens ab. Im Osten, wo der Dinkelberg durch das Wehratal begrenzt wird begleitet ein schmaler Streifen mit Gesteinsschollen aus Trias- und Juragestein auch noch die Ostseite des Tales.

Als Folge der im periglazialen Frostwechselklima der letzten Kaltzeiten abgelaufenen Formungsprozesse sind als Ausgangsmaterial der Bodenbildung flächenhaft Fließerdedecken entstanden. Bei dem als Solifluktion bezeichneten Vorgang wurde während der sommerlichen Auftauphasen das wassergesättigte, oberflächennahe Lockermaterial über dem gefrorenen Untergrund durch Bodenfließen hangabwärts bewegt. Vielfach wurde dabei das durch Frostverwitterung gelockerte Ausgangsgestein mit aufgewehtem Löss vermischt. Auch in ebener Lage kam es durch den ständigen Wechsel von Auftauen und Wiedergefrieren zur Durchmischung der oberflächennahen Lockersubstrate und somit zur Entstehung eigenständiger Deckschichten (Solimixtion). Die oft mehrgliedrigen Fließerdedecken lassen sich in Deck-, Mittel- und Basislage unterteilen. Die stark vom Relief abhängigen Deckschichtenkombinationen sind für das Bodenmuster und die Bodeneigenschaften entscheidend.

Das jüngste pleistozäne Deckschichtenglied ist die Decklage, die der Hauptlage nach Ad-hoc-AG Boden (2005a, S. 180 f.) entspricht. Es handelt sich dabei um ein durch Solifluktion oder Solimixtion homogenisiertes Gemisch aus aufgearbeitetem Liegendmaterial und einer mehr oder weniger deutlichen, schluffig-feinsandigen, äolischen Komponente. Charakteristisch ist ihre Mächtigkeit von 30–60 cm, die auf landwirtschaftlich genutzten Flächen durch Bodenerosion meist deutlich reduziert ist. Nicht selten ist die Decklage auch in heute bewaldeten Gebieten weniger als 30 cm mächtig, was auf Bodenerosion infolge von Rodungen, mittelalterlicher Waldweide und anderen anthropogenen Eingriffe zurückzuführen ist. Die von Moll in: Genser & Moll (1963) beschriebene 30–40 cm mächtige Schlufflehmzone, die auf dem Dinkelberg unabhängig vom Ausgangsgestein große Verbreitung besitzt, dürfte wohl der Decklage entsprechen und nicht ausschließlich auf Lessivierung zurückzuführen sein. Auch auf den ausgedehnten, annähernd ebenen Niederterrassenflächen im Hochrheintal und in der Oberrheinebene konnte sich im Spätwürm durch Solimixtion eine Decklage entwickeln. Durch häufige Frostwechsel hat sich eine mehr oder weniger deutliche, feinsandig-schluffige, äolische Komponente mit dem aufgearbeiteten Liegendmaterial vermischt. Sie besitzt i. d. R. eine Mächtigkeit von 20–40 cm und ist durch geringeren Kiesgehalt, geringere Lagerungsdichte und höheren Schluffgehalt deutlich vom unterlagernden Kieskörper der Niederterrasse zu unterscheiden. Nach der bei Friedmann (2000, S. 115 ff.) dargelegten spät- und postglazialen Waldgeschichte des südlichen Oberrheingebiets herrschten dort in der Jüngeren Tundrenzeit lichte Kiefernwälder mit eingesprengten Birken vor. Das Vorhandensein der Decklage legt aber nahe, dass es zumindest zeitweise Phasen mit Dauerfrostboden oder langanhaltendem saisonalen Frost und Anwehung äolischer Sedimente in einer unbewaldeten Landschaft gegeben haben muss.

Unter der Decklage befindet sich in geneigten Lagen häufig die z. T. mehrschichtige Basislage. Sie enthält keine äolische Komponente und besteht ausschließlich aus solifluidal aufgearbeitetem, liegendem oder hangaufwärts anstehendem Gesteinsmaterial. Das Vorherrschen von Ton-, Mergel- und Karbonatgestein führte zu einer meist tonigen Ausbildung der Basislage, die oft dicht gelagert ist und hangparallel eingeregelte, gröbere Gesteinskomponenten enthält. Die Mächtigkeit ist sehr unterschiedlich und nimmt i. d. R. vom Oberhang zum Hangfuß hin zu. Am Westabfall des Schwarzwalds sind bei Kandern, Schliengen-Obereggenen und Badenweiler mehrere Meter mächtige pleistozäne Solifluktionsdecken erhalten, die neben umgelagertem Terrassenschotter auch grobe Komponenten aus Granit und Gneis sowie Gesteinsschutt von Muschelkalk und Buntsandstein führen.

Der Begriff „Basislage“ wurde in der Regel nur für verwittertes und umgelagertes Festgestein angewendet. In Kiesverwitterungslehmen, Seesedimenten und Moränenablagerungen hat sicherlich ebenfalls Solifluktion und Solimixtion stattgefunden. Eine Unterscheidung gegenüber in situ verwittertem Material ist jedoch bei der Bodenkartierung in solchen Substraten meist nicht möglich.

Zwischen Deck- und Basislage ist als weiteres Deckschichtenglied oft die Mittellage ausgebildet, welche neben aufgearbeitetem Liegendmaterial einen deutlichen Lösslehmgehalt besitzt. Ihr Auftreten ist an Reliefpositionen gebunden, in denen sich während der pleistozänen Kaltzeiten Löss ablagern und erhalten konnte. Es sind dies vor allem die Hanglagen im Markgräfler Hügelland östlich der Lössgebiete, die Beckenlage des Klettgauer Tals sowie die Flachhänge und ebenen Scheitellagen im Bereich der mittel- und frühpleistozänen Schotterablagerungen. Auch auf der hügeligen Dinkelberghochfläche sind Mittellagen weit verbreitet. Im Randbereich ihrer Verbreitung beschränken sich die Vorkommen auf ost- bis nordostexponierte Mittel- und Unterhänge.

Mit dem Begriff Hangschutt wurden skelettreiche Deckschichten an den Steilhängen im Verbreitungsgebiet mesozoischer Festgesteine bezeichnet. Meist handelt es sich um Karbonatgesteinsschutt im Muschelkalk- und Juragebiet. Es kommen aber auch Hangschuttdecken aus Sandsteinen (Buntsandstein, Perm) oder Konglomeraten (Deckenschotter) vor. Bei der Entstehung spielten neben der Solifluktion auch gravitative Massenverlagerungen und Abschwemmungen eine Rolle. In Hangbereichen, in denen holozäne Rutschungen stattgefunden haben, bilden junge Rutschmassen das Ausgangsmaterial der Bodenentwicklung.

Der oben beschriebene Löss ist nicht nur im Markgräfler Hügelland weit verbreitet, er tritt auch im Hochrheintal, am Südrand des Dinkelbergs, auf. Auf der Niederterrasse des südlichen Oberrheins fand sich mehrere Meter mächtiger Löss kleinflächig als Überdeckung der Terrassenschotter bei Buggingen-Seefelden. Er geht dort randlich in Schwemmlöss über. Ein kleines Vorkommen von Lösssand fand sich auf der Niederterrasse im Norden der Bodengroßlandschaft bei Hartheim. Ein ähnliche Verbreitung wie die lösslehmreichen Fließerden (Deck- über Mittellage) besitzt der Lösslehm, bei dem es sich vermutlich ebenfalls häufig um mehrschichtige, solifluidal umgelagerte Substrate handelt, in denen allerdings keine Fremdbeimengung erkennbar ist. Mächtige Mittellagen bzw. Fließerdefolgen aus Decklage über z. T. mehrgliedriger Mittellage mit wenig Fremdmaterial waren bei der Kartierung schwer von Lösslehmdecken zu trennen und gehen fließend in diese über.

Im Spätglazial schnitt sich der Rhein bedingt durch eine höhere und gleichmäßigere Wasserführung und verringerte Sedimentfracht in den Schotterkörper ein. Lokale tektonische Hebungen haben die Tiefenerosion wahrscheinlich zusätzlich verstärkt. Die höher gelegene Niederterrasse wurde in der Folge nur noch entlang der Randgerinne am Fuße des Hügellandes bei Hochwasser überflutet, wobei tonig-lehmige und schluffige Hochflutsedimente abgelagert wurden. Die Zusammensetzung dieser Hochflutlehme deutet im Wesentlichen auf die Aufarbeitung von Lössbodenmaterial hin.

Südöstlich von Breisach und kleinflächig nördlich von Hartheim finden sich auf der Niederterrasse kalk- und schluffreiche, örtlich kiesige Hochflutsedimente des Rheins. Im Bereich der dort abzweigenden Flussarme des Ostrheins wurden diese dort bis ins Holozän hinein abgelagert (vgl. Kayser & Mäckel, 1994).

Für das südliche Oberrheingebiet konnte Friedmann (2000, S. 187 ff.) in Abhängigkeit von der Klimaentwicklung und der wechselnden Intensität des anthropogenen Einflusses, insbesondere der Rodungstätigkeiten, verschiedene Phasen verstärkter Bodenerosion und damit Kolluvien- und Auenlehmbildung feststellen. Intensiven Bodenabtrag gab es demnach erstmals im Endneolithikum und in der frühen Bronzezeit. Nach einer Phase geringer Bevölkerungsdichte fanden in der Latène- und Römerzeit erneut großflächige Rodungen mit einer massiven Ausweitung von Ackerbau, Weinbau und Viehwirtschaft statt. Außerdem erfolgte zu jener Zeit ein Vordringen in die Schwarzwaldtäler und eine Intensivierung des Bergbaus. Nach einer weiteren Phase geringer anthropogener Eingriffe in die Landschaft während der Völkerwanderungszeit mit teilweiser Wiederbewaldung setzten sich die Rodungen und die Intensivierung landbaulicher Tätigkeiten im Mittelalter und in der frühen Neuzeit fort. Besonders im angrenzenden Schwarzwald führten raubbauartige Waldnutzung, Bergbau und Ausdehnung der Landwirtschaft damals zu einer flächenhaften Waldzerstörung und hohen Erosionsraten. Seit der Einführung der geregelten Forstwirtschaft im 19. Jh. wurde im Schwarzwald und in den höheren Lagen der Vorberge wieder aufgeforstet und die Böden damit stabilisiert. Die intensive mechanisierte Land- und Weinbauwirtschaft auf den übrigen Flächen führte im reliefierten Gelände wiederum zu starker Bodenerosion.

Den Talausgängen der Dinkelbergbäche sind im Hochrheintal schwemmfächerartig ausgebreitete Auenlehme (Schwemmlehme) mit nach außen abnehmender Mächtigkeit vorgelagert. In einer ähnlichen Situation überdecken Auensedimente der Kander die Auenterrasse des Rheins westlich von Eimeldingen. Kleinere Bäche aus dem Markgräfler Hügelland versickern z. T. beim Erreichen der kiesigen, durchlässigen Niederterrassenfläche. Häufig wurden die unteren Bachläufe wie die des Klemmbachs oder des Sulzbachs (Burg, 2008, S. 131 f.) mehrfach künstlich verlegt und zur Bewässerung oder Wiesenwässerung genutzt.

Während die Substratzusammensetzung der Auenlehme im Markgräfler Hügelland, Dinkelberg und Klettgau je nach Einzugsgebiet stark schwankt, dominiert in der jungen Aue des Hochrheins ein kalkreicher Auensand, der auf sandig-kiesigem holozänem Flussbettsediment lagert. Auf den höher gelegenen, heute nicht mehr überfluteten älteren Auenterrassen ist dagegen lehmig-sandiger, entkalkter älterer Auenlehm und -sand verbreitet. Auch die Hochwasserablagerungen der Wiese bei Weil am Rhein sind durch einen hohen Sandgehalt geprägt. Die feinsandig-schluffigen Auensedimente am südlichen Oberrhein liegen mit einer Mächtigkeit von stellenweise über einem Meter auf jungen, sandig-kiesigen Flussbettsedimenten. Insgesamt sind die Auenablagerungen dort kalkreich und besitzen z. T. sehr hohe Kiesgehalte.

Im Hochrheintal zwischen Waldshut-Tiengen und Lottstetten treten in Rinnen und Randsenken von Niederterrassen und Auenterrassen kleinflächig Niedermoortorfe und von geringmächtigem Auenlehm oder Abschwemmmassen überdeckte tonige Altwassersedimente auf. Weitere Torfbildungen sind am Oberrhein in Randrinnen am Fuß des Hochgestades bei Eimeldingen und Efringen-Kirchen zu finden. Eine kleinräumige Besonderheit ist ein kleines Hangmoor nördlich von Kandern-Wollbach. Eine weitere Einzelerscheinung ist holozäner Kalktuff am Rand der Auenterrasse bei Hohentengen.

Durch besondere bodenkundliche und geologische Gegebenheiten kommt es im Eggener Tal bei Schliengen-Obereggenen zu einer interessanten Erosionserscheinung. Auf den verkarsteten Hochflächen des Rüttenen versickert das Niederschlagswasser schnell in den Gesteinsklüften der Mitteljura-Kalksteine und trifft auf den darunter liegenden, wasserundurchlässigen Opalinuston. Hangabwärts entsteht im Grenzbereich zwischen lösslehmreichen Deckschichten und den dichten Tonfließerden aus Opalinuston-Material ein ausgeprägter lateraler Hangwasserzug (Zwischenabfluss, Interflow). In den über dem Ton liegenden lösslehmhaltigen Fließerden werden vorhandene Hohlräume wie z. B. Wurzel- und Maulwurfsgängen vom Hangzugwasser ausgeweitet, wodurch relativ stabile unterirdische Röhren entstehen. Man spricht dabei von Tunnelerosion (Botschek, 1996) oder Pseudokarst. Reichen diese Bahnen nahe an die Geländeoberfläche heran und können die unterirdischen Röhren das Wasser nicht mehr aufnehmen, kommt es entlang von vorhandenen Hohlräumen zu einer Art von Auskolkung Richtung Bodenoberfläche und im weiteren Verlauf zur Bildung von kleinen, bis 2 m tiefen Erdfällen. Am Nordhang des Rüttenen treten diese sehr zahlreich auf.

Landnutzung in der Bodengroßlandschaft Südliches Oberrheinisches Tiefland, Hochrheingebiet und Klettgau (generalisierte ATKIS-Daten des LGL Baden-Württemberg)

In den Wäldern entlang des südlichen Oberrheins haben die Flussbaumaßnahmen seit dem 19. Jh. und die damit verbundene Grundwasserabsenkung zu einer extremen Veränderung der ursprünglichen Vegetation geführt. Die auf Grundwasseranschluss und Überschwemmungen angewiesene Vegetation der Weichholz-Auenwälder findet sich nur noch in dem schmalen Streifen der Buhnenfelder innerhalb des Rheindamms, wo sie zum Rhein hin in die krautige Pioniervegetation des Uferbereichs übergeht.

Die Vorberge am Schwarzwaldrand zwischen Sulzburg und Badenweiler werden ebenfalls stark vom Weinbau dominiert, wogegen die südlich angrenzenden, höher gelegenen Badenweiler-Kanderner Vorberge in weiten Bereichen von Laub- und Mischwäldern bestanden sind. An den ortsnahen Hängen bestimmen dort Grünland und Streuobstwiesen das Landschaftsbild. Sonnhänge werden z. T. weinbaulich genutzt. Nur in den flacheren Lagen der Unterhänge und auf den wenigen Lössböden wird Ackerbau betrieben.

Auch die SW-Hänge des Tüllinger Bergs am Südrand des Rheingrabens sind noch durch den Weinbau geprägt, wogegen die früher weit verbreiteten Weinberge an den Südhängen des Dinkelbergs weitgehend aufgelassen sind und sich heute auf wenige kleine Lagen bei Rheinfelden-Herten und Grenzach-Wyhlen beschränken. Der namengebende Dinkel fand als anspruchslose Getreideart auf den flachgründigen Muschelkalkböden in früherer Zeit große Verbreitung. Heute sind weite Bereiche der Dinkelberglandschaft bewaldet. Um die eingestreuten, überwiegend kleineren Ortschaften findet sich, meist in Abhängigkeit von Relief und Bodeneigenschaften, ein Wechsel von Acker- und Grünland. Für die landwirtschaftlich genutzten Flächen im Hochrheintal und im Klettgauer Tal sind Ackerbau sowie obst- und gartenbauliche Nutzung kennzeichnend. Waldgebiete und Grünlandflächen nehmen weniger Raum ein. Sie finden sich oft auf den höher gelegenen Bereichen am Talrand.

Durch das Fehlen des Staueffekts der Vogesen ganz im Süden des Oberrheingrabens, bzw. aufgrund der Öffnung zur Burgundischen Pforte, liegen die jährlichen Niederschlagswerte im Raum Lörrach, am Rand des Dinkelbergs und im vorderen Hochrheintal überwiegend bei 900–1100 mm. Nach Nordosten, zum nordöstlichen Dinkelberg, steigen sie deutlich auf über 1200 mm an. Im östlich anschließenden Hochrheintal und Klettgauer Tal betragen die Jahresdurchschnittsniederschläge überwiegend 1000–1100 mm. An der Südabdachung des Schwarzwalds liegen sie darüber. Im Osten des Hochrheintals, bei Jestetten und Hohentengen sowie im Klettgau gehen die Jahresdurchschnittsniederschläge im Regenschatten des Südschwarzwalds wieder auf unter 1000 mm zurück.

Die südliche Oberrheinebene, das vordere Hochrheintal sowie die Südlagen im Markgräfler Hügelland und am Dinkelberg gehören zu den wärmsten Gebieten Deutschlands. Die Temperaturverteilung ist in erster Linie von der Geländehöhe abhängig, die sich zwischen 195 m NN in der Rheinaue südlich von Breisach und ca. 600–700 m NN am Schwarzwaldfuß südlich von Badenweiler bewegt. Aus diesem Grund ist in der südlichen Oberrheinebene auch bei den Jahresdurchschnittstemperaturen ein deutlicher West–Ost-Gradient festzustellen. Sie liegen in der Rheinebene zwischen Efringen-Kirchen und Breisach sowie in den unteren Lagen des Markgräfler Hügellands bei 11 °C. Im höher gelegenen Hügelland und im Raum Lörrach/Weil am Rhein erreichen sie 10 °C, im Übergang zum Schwarzwald sind es 9–10 °C. Auch das Hochrheintal weist überwiegend Jahresdurchschnittstemperaturen von rund 10 °C auf. In höheren Lagen des Dinkelbergs, am Rand des Südschwarzwalds, im Klettgau und im östlichen Hochrheintal sind es noch 9–10 °C.

Eine besondere klimatische Situation ist im Oberrheingebiet bei Inversionslagen im Winterhalbjahr gegeben, wenn es zur Umkehr der Temperaturverhältnisse kommt. In der Ebene sind dann tiefere Temperaturen zu verzeichnen als in den höheren, über einer Nebeldecke gelegenen Gebieten. Ein regionales Windsystem ist der sog. Möhlin-Jet. Aus dem Fricktal (CH) von Südosten abfließende winterliche Kaltluft passiert dabei eine Engstelle im Hochrheintal bei Bad Säckingen, was zu einer Erhöhung der Windgeschwindigkeit führt. Der Möhlin-Jet sorgt im vorderen Hochrheintal und im Raum Basel im Winter für Nebelauflösung und eine hohe Sonnenscheindauer. Weitere lokale Windsysteme und reliefbedingte, kleinklimatische Besonderheiten haben ein differenziertes Muster der Temperaturverteilung zur Folge (Zollinger, 1998).

Die jährliche Klimatische Wasserbilanz zeigt ebenfalls einen deutlichen Gradienten von der Rheinebene zum Schwarzwald. In der Ebene zwischen Neuenburg am Rhein und Breisach am Rhein liegt sie bei +100 bis +200 mm. Im südlichen Abschnitt zwischen Weil am Rhein und Efringen-Kirchen bei +200 bis +300 mm. Im Markgräfler Hügelland steigt sie mit der Höhenlage von +200 auf +600 mm, auf dem Dinkelberg bis +800 mm an. In den Tieflagen des Hochrheintals ändert sich die jährliche Klimatische Wasserbilanz von überwiegend +500 bis +600 m im Westen auf +400 bis +500 mm im östlichen Hochrheintal und im Klettgauer Tal. Die Klimatische Wasserbilanz im Sommerhalbjahr zeigt für die trocken-warme Rheinebene zwischen Neuenburg am Rhein und Breisach am Rhein negative Werte (‑100 bis 0 mm). Im übrigen Gebiet liegt sie bei 0 bis +200 mm. Nur in den höheren Lagen des Dinkelbergs und der Vorbergzone, im Übergang zum Schwarzwald liegen die Werte darüber (+200 bis +300 mm).

Die oben genannten Klimadaten sind den Datensätzen des Deutschen Wetterdienstes für den Zeitraum 1991–2020 entnommen:

• DWD Climate Data Center (CDC), Vieljähriges Mittel der Raster der Niederschlagshöhe für Deutschland 1991-2020, Version v1.0.
• DWD Climate Data Center (CDC), Vieljährige mittlere Raster der Lufttemperatur (2m) für Deutschland 1991-2020, Version v1.0.

Für die Angaben zur Klimatischen Wasserbilanz wurde die digitale Version des Wasser- und Bodenatlas Baden-Württemberg herangezogen (Ministerium für Umwelt, Klima und Energiewirtschaft Baden-Württemberg, 2012).