Südöstliche Alb

Die Höhenverhältnisse im Bereich der Südöstlichen Alb spiegeln in ihren Grundzügen deren landschaftliche Gliederung wider. Das Gebiet der Lonetal-Flächenalb wird durch Höhenlagen zwischen knapp 500 m NN und etwas über 600 m NN bestimmt, während auf den Rücken des Hochsträß, Landgerichts und Tautschbuchs Höhen von etwa 700 m NN bis ca. 780 m NN erreicht werden. Eine Sonderrolle nimmt die Niederung des Donaurieds flussabwärts von Ulm ein, wo sich die Geländehöhen zwischen 440 m NN und 460 m NN bewegen.

Die hydrographischen Verhältnisse in dem zu einem erheblichen Teil durch Karst geprägten Gebiet werden durch kleinere Seitenflüsse bestimmt, die aus dem Gebiet der Alb in die Donau einmünden. Von Südwesten nach Nordosten sind hier die Zwiefalter Aach, die Große Lauter westlich von Munderkingen und die Schmiech bei Ehingen zu nennen. Weiter östlich folgt die in einem wasserreichen Quelltopf bei Blaubeuren (Blautopf) entspringende und in Ulm in das Donautal einmündende Blau. Im Hinterland der Lonetal-Flächenalb verläuft die Lone in einem landschaftsgeschichtlich sehr alten Talzug ungefähr parallel zum Donautal. Sie fließt schließlich dem Unterlauf der Brenz zu, die von Norden kommend die Alb bei Sontheim a. d. Brenz verlässt und von dort in östlicher Richtung durch das Donauried strömt, bevor sie bei Gundelfingen (Bayern) auf die Donau trifft.

In der Folge entwickelte sich die Südwestdeutsche Schichtstufenlandschaft durch Abtragungsvorgänge, die an der im Grabenbruch freigelegten Gesteinsfolge ansetzten und sich an der morphologischen Gesteinshärte orientierten. Dabei wurden Geländestufen aus relativ harten Gesteinen, die weiche, leichter erodierbare Sockelgesteine überlagerten, zunehmend in Richtung des allgemeinen Schichteinfallens nach Südosten verlegt. Die oberste, am weitesten vom Oberrheingraben entfernte, hoch aufragende Schichtstufe wird dabei von der Gesteinsabfolge des Oberjuras (Weißjura) gebildet. Weiche mergelige Gesteine bilden im unteren Teil den Sockel und harte Kalk- und Dolomitsteine schließen die Schichtstufe nach oben ab.

Bereits schon zu Beginn des Mittleren Miozäns (17 Mio. Jahre) war die Schwäbische Alb mit einem Trauf ausgebildet, der sich vermutlich nur wenige Kilometer von seiner heutigen Lage entfernt befand (Schweigert, 2018). Zwischen Alb und den aufsteigenden Alpen entstand ab dem frühen Oligozän (34 Mio. Jahre) der Molassetrog. Das zunächst flache Becken senkte sich ständig weiter ein und wurde mit dem Abtragungsmaterial des aufsteigenden alpinen Gebirges im Wechsel von limnischer und mariner Sedimentation verfüllt, die am Rand zu den Alpen eine Gesamtmächtigkeit von über 1000 m erreichte. Marine Bedingungen stellten sich ein, wenn eine Verbindung des Molassebeckens zum offenen Meer gegeben war.

Die nördlich davon gelegene Kuppenalb verdankt ihr charakteristisches und namensgebendes Relief dem erosiven Herauspräparieren von widerständigen massigen Riffkalken aus den umgebenden weicheren Gesteinen der geschichteten Fazies des Oberjuras.

Südlich der Klifflinie herrschen auf der Flächenalb dagegen weite Verebnungsbereiche vor, die sich als Relikte einer alttertiären bis kreidezeitlichen Flachlandschaft, oftmals geschützt durch überlagernde Molassesedimente, erhalten haben. Neben den meist sandigen Ablagerungen der Oberen Meeresmolasse treten im Bereich der Flächenalb lückenhaft auch Ablagerungen der Oberen Süßwassermolasse auf.

Aus der Zeit vor dem mittelmiozänen Meereseinbruch haben sich in südlichen Randbereichen der Alb Sedimente der Unteren Süßwassermolasse erhalten, bei denen es sich ähnlich, wie bei den Ablagerungen der Oberen Süßwassermolasse überwiegend um mäßig verfestigte pelitische Gesteine (Ton- und Mergelsteine), um Glimmer führende Sandsteine sowie stellenweise um Kalksteine handelt.

Die Flächenalb war während des Pleistozäns aufgrund ihrer wenig exponierten Lage in deutlicher Entfernung zum hoch aufragenden Albtrauf und ihres ausgeglichenen Reliefs für die kaltzeitliche Lössanwehung begünstigt. Weite Gebiete sind daher heute großflächig von Lösslehm bedeckt.

Zwischen dem Abfall des Hochsträß und des Landgerichts sowie der Donau erstreckt sich zwischen Ulm-Grimmelfingen und dem etwa 25 km entfernten Munderkingen, ein ca. 70–150 m tiefer gelegenes, welliges bis flachhügeliges Vorgelände. Im Fußbereich des Hochsträß besteht dieses aus den überwiegend feinkörnigen Ablagerungen der Oberen Brackwassermolasse und der Unteren Süßwassermolasse. Letztere wurde im Grenzbereich zwischen Oligozän und Miozän (23 Mio. Jahre) abgelagert. Neben meist glimmerreichen Sanden und Schluffen enthalten diese Molasseablagerungen auch Mergel- und Tonsteine. Eine Besonderheit sind die hier örtlich auftretenden mittel- bis grobsandigen und stellenweise feinkiesigen Vorkommen der Grimmelfingen-Formation. Es handelt sich um Ablagerungen in der sog. Graupensandrinne, die sich als Entwässerungsbahn am Außenrand des Molassebeckens eingetieft hat und den Resten eines weit im Südwesten liegenden Binnenmeeres zufloss. Die spätere Verfüllung der Rinne mit sandig-feinkiesigen Ablagerungen erfolgte im Wesentlichen aus dem Bereich der im Nordosten an das Molassebecken anschließenden Böhmischen Masse.

Das Vorland der Tertiärrücken zwischen Ehingen a. d. Donau und Munderkingen besteht im donauwärtigen Teil großflächig aus den Ablagerungen der Unteren Süßwassermolasse, die in Richtung des ansteigenden Landgerichts im Wechsel mit Bank- und Massenkalken des Oberjuras auftreten. Eine landschaftsgeschichtliche Besonderheit ist das Kirchener Tal, ein breiter Trockentalzug, der auf einen alten, noch rißzeitlichen Donaulauf zurückgeht (Villinger, 1986). Dieser bog zu jener Zeit bei Untermarchtal aus dem Donautal in nördliche Richtung ab, floss am Fuß des Landgerichts entlang in Richtung Ehingen und entwässerte weiter über einen Talabschnitt des heutigen unteren Schmiechtals in das Blautal in Richtung Ulm. Die Schaffung des heutigen Flussverlaufs der Donau zwischen Ehingen und Ulm wurde durch das Abfließen gewaltiger Schmelzwassermengen der bis auf wenige Kilometer heranreichenden rißzeitlichen Gletscher begünstigt. Der alte Talzug wurde bis Ende des Mittelpleistozäns von der Donau durchströmt und prägt mit seinem früheren, mäandrierenden Verlauf bis heute das Landschaftsbild zwischen Ehingen und Schelklingen. So enthält das Gebiet mehrere ehemalige, verlassene Talmäander, die an den Engstellen der Mäanderhälse durchtrennt und vom aktiven Flusslauf der rißzeitlichen Donau abgeschnitten worden waren. Ein prominentes Beispiel ist die ehemalige Flussschlinge um den Schelklinger Berg, mit dem Feuchtgebiet des „Schmiechener Sees“.

• o. links: Alt- bis Mittelpleistozäner Donaulauf mit Talmäandern
• o. rechts: Abschnürung des Mäanderbogens um den Meisenberg; die Schmiech rückt mit einem nach Süden ausgreifenden Flussbogen gegen den schmalen Bergrücken vor, der sie vom Donautal trennt.
• u. links: Die Schmiech hat zusammen mit dem benachbarten südlichen Donaumäander den trennenden Felsgrat erodiert und fließt ab dieser Stelle nun in die Donau; bei Schelklingen wurde der Mäanderbogen um den Lützelberg abgeschnürt.
• u. rechts: Der bis dahin um den Schelklinger Berg von der Donau durchflossene Talverlauf wurde, nachdem bei Ehingen der Übertritt der Donau in ihr heutiges Tal erfolgt war, nicht mehr von ihr benutzt; im feuchten Tiefenbereich des ehemaligen Flusstals bildete sich mit dem Schmiechener See ein flaches offenes Gewässer aus, dass zunehmend verlandete.

Mit der fluviatilen Ausräumung der Talweitung erfolgte auch eine schrittweise Tieferlegung des Talbodens im Wechsel von Flusseinschneidung und nachfolgender kaltzeitlicher Aufschotterung. Am Nordrand des Donaurieds haben sich abschnittsweise ältere, z. T. treppenartig gestufte Terrassenreste erhalten, welche diese von den pleistozänen Klimawechseln gesteuerte fluviatile Formung dokumentieren (Bibus & Strahl, 2000; Schellmann, 2017). Besonders augenfällig sind die unmittelbar an den Albrand anschließenden, z. T. weitläufigen Hochterrassenreste, die mit ihrer Oberfläche etwa 4–6 m über dem mit Grundwasser erfüllten Niederungsbereich des Donaurieds liegen.

Die Stadt Langenau, namensgebend für den westlichen Abschnitt des Donaurieds, liegt in Teilen auf einem erhaltenen Hochterrassenrest. Weiter nach Osten setzt ab Rammingen-Bahnhof bis zur Einmündung des Brenztals bei Sontheim eine ausgedehnte, bis etwa 3 km breite Hochterrassenverebnung ein. Während bei Langenau Löss und Lösslehm über den Terrassenkiesen lagern, sind es im Bereich der Sontheimer Hochterrasse meist über 2 m mächtige lössreiche Hochflutsedimente und Schwemmlösse.

In der Feuchtniederung des Donaurieds entwickelte sich zwischen den jungen Auenbereichen entlang der Donau und den am nordwestlichen Rand einsetzenden Hochterrassenresten ein ausgedehntes Niedermoor. Die ursprünglich oberflächennahen Grundwasserstände schränkten den Abbau von organischer Substanz aus abgestorbenen Pflanzenresten so stark ein, dass in den Kernbereichen bis über drei Meter mächtige Moorkörper aufwuchsen.

Die Niedermoorbildung hat unmittelbar nach dem Ende der letzten Kaltzeit im Präboreal vor knapp 12 000 Jahren eingesetzt und soll bis in das holozäne Klimaoptimum während des Atlantikums vor rund 7 000 Jahren angedauert haben. Danach haben die Niedermoore ihr weiteres Wachstum eingestellt und wurden durch den Zustrom von karbonatreichem Grundwasser aus dem Karstaquifer der Schwäbischen Alb konserviert (Göttlich, 1955).

Seit der Donaukorrektur ab 1806 und der bereits bis Mitte des 19. Jahrhunderts in weiten Teilen durchgeführten Grabenentwässerung schwindet die in den Niedermooren festgelegte organische Substanz kontinuierlich. Bereichsweise tragen dazu auch Brunnengalerien mit ihren Absenkungstrichtern im Grundwasser bei, welche von der Landeswasserversorgung zwischen 1917 und dem Ende der 1940er Jahre zur Trinkwasserentnahme installiert wurden. Durch den Vergleich von Höhenmessungen, die 1950 und zu Beginn der 1990er Jahre durch Feinnivellements gewonnen wurden, ließ sich für den Kernbereich des Donaurieds eine durchschnittliche jährliche Absenkung der Geländeoberfläche um 7,2 mm feststellen (Weinzierl, 1997). Diese wurde hauptsächlich durch den Abbau von organischer Substanz außerhalb des Grundwassers verursacht.

Das heutige Brenztal, das bei Sontheim in die Talniederung des Donaurieds einmündet, hat sich in seinen Grundzügen aus dem Talzug der sog. Urbrenz entwickelt. Die Urbrenz war während des jüngeren Tertiärs, vermutlich ab dem Oligozän (ca. 30 ± 5 Mio. Jahre), bis in das Mittelpleistozän (etwa vor 400 000 Jahren) die Entwässerungsbahn für die jenseits der Alb gelegene nordöstliche Schichtstufenlandschaft. Der damalige Vorflutbereich lag im Molassebecken und wurde gegen Ende des Tertiärs von der Urdonau am Südrand der Alb abgelöst.

Das Flussnetz nördlich der Schwäbischen Alb wurde im Verlauf des älteren Pleistozäns zunehmend durch rückschreitende Erosion von Nebenflüssen des Neckars angezapft. Während des Mittelpleistozäns, spätestens vor ungefähr 400 000 Jahren, entwässerten die Flüsse dort weitgehend zum rheinischen System, womit das Brenztal als Hauptabflussbahn ausgedient hatte. Die im unteren Brenztal vorkommenden Ablagerungen der Urbrenz (Urbrenz-Sande, Höhenschotter) bestehen aus quarzsandreichem, häufig stark verlehmtem Residualmaterial. Dieses enthält meist Grobkomponenten aus Hornsteinen und Bruchstücke von Kieselknollen, die aus den Gesteinen des Oberjuras stammen. Untergeordnete Sandsteinkomponenten aus dem Unter- und Mitteljura sowie aus dem Keuper spiegeln das ehemals bis in das Vorland der Ostalb reichende Einzugsgebiet wider. Die Ablagerungen der Urbrenz begleiten die heutige Brenz auf den Höhen und reichen mit ihren jüngeren Sedimenten stellenweise bis in die mittleren Talhangbereiche.

Ein weiteres Zeugnis sehr alter fluviatiler Formung stellen Ablagerungen der Jüngeren Juranagelfluh auf der Ulmer Alb nördlich von Beimerstetten dar. Dabei handelt es sich um Konglomerate aus grobem Kalksteinschotter des Oberjuras, welche von Albflüssen während des Miozäns dem Molassebecken zugeführt wurden und schließlich ihre Abflussrinnen verschüttet haben.

Die Grobmaterialanteile in den Lockergesteinsdecken gehen zurück und fehlen sogar teilweise, wenn pelitische Gesteine (Ton- und Mergelsteine) aufgearbeitet wurden. Solche, ausschließlich aus dem anstehenden Gesteinsmaterial der Umgebung bestehenden Fließerden werden als Basislagen bezeichnet. Ursprünglich waren sie von einer jüngeren Fließerde überdeckt. Das Kennzeichen dieser Decklage (nach KA5: Hauptlage; Ad-hoc-AG Boden, 2005a) ist eine geringe bis deutliche Beimengung von äolischem Schluff, der während ihrer Bildung im ausgehenden Spätglazial der letzten Kaltzeit (Würm) eingeweht wurde. Im Auftaubereich des Dauerfrostbodens wurde aufgearbeitetes Liegendmaterial in die Decklage eingemengt. Ihre ursprüngliche Mächtigkeit ist mit 30–50 cm reliefübergreifend erstaunlich konstant. Allerdings haben menschliche Eingriffe in die früheren Naturlandschaften seit der Besiedlung und dem Einsetzen ackerbaulicher Nutzung vielfach Abtragungsvorgänge auf den nun weitgehend ungeschützten Bodenoberflächen hervorgerufen. Bereichsweise wurde dadurch der Untergrund aus älteren Fließerden und Lockergesteinen sowie stellenweise auch aus anstehendem Festgestein freigelegt.

Im Gebiet der Lonetal-Flächenalb kommen großflächig mehrschichtige Lösslehme vor. Diese bestehen im unteren Teil aus älterem Lösslehm, der durch kaltzeitliche Gefrier- und Auftauprozesse sowie teilweise solifluidale Umlagerung häufig dicht gelagert ist. Darüber folgen bis etwa 1 m mächtige jüngere, relativ locker gelagerte Lösslehme. Es ist anzunehmen, dass das jüngere äolische Sediment während des Höhepunkts der letzten Kaltzeit aufgeweht wurde, als allgemein die Windaktivität mit der Verwehung von Löss ein Maximum erreicht hatte, wie aus zahlreichen gut untersuchten Profilen in den zentralen Lössbecken Mitteleuropas bekannt ist. Für die zeitliche Einstufung des hangenden Lösslehms spricht, dass dieser v. a. an ostexponierten Hängen vereinzelt in ein etwas mächtigeres äolisches Sediment übergeht. An solchen Stellen setzt unterhalb der rezenten Parabraunerde noch typischer kalkhaltiger Löss („Rohlöss“) ein, der dem dichter gelagerten älteren Lösslehmpaket aufsitzt. Ähnliche Verhältnisse in Bezug auf die Substratausbildung der äolischen Deckschichten liegen im Bereich der Langenauer Hochterrasse vor. Stellenweise, wenn der hangende äolische Abschnitt etwas mächtiger ist, sind unterhalb des Solums der rezenten Parabraunerde wenige Dezimeter von kalkreichem Löss erhalten, der noch nicht durch die holozäne Bodenentwicklung erfasst und entkalkt wurde.

Im Unterschied zur Hochterrasse bei Langenau wird der weiträumige Verebnungsbereich der Sontheimer Hochterrasse großflächig von bis über 2 m mächtigem Schwemmlöss aus dem unmittelbaren Rückland sowie von lössreichen Hochflutablagerungen bedeckt. Die Hochflutsedimente wurden von der Donau in ihrem damaligen Überflutungsbereich über den rißzeitlichen Kiesen abgesetzt. Die Schwemmlösse sind dabei nicht auf die Sontheimer Hochterrasse beschränkt, sondern kommen örtlich auch im Übergang zum Rückland vor und treten ebenfalls auf dem Niederterrassensporn des „Baurenfelds“ auf sowie im Bereich von etwas tiefer gelegenen Erosionsterrassen. Die schluffreichen Deckschichten auf den Terrassen werden aufgrund ihres Verbreitungsmusters als umgelagerte lössbürtige Sedimente interpretiert, die durch periglazäre Abschwemmung von Lössablagerungen auf der angrenzenden Alb in das Donautal gelangten. Diese Deutung steht der Interpretation der Deckschichten als rein äolische, primäre Lössablagerungen gegenüber (Schellmann, 2017; Thater & Stahr, 1991).

In den Tälern der Alb mit sohlenförmigen Tiefenbereichen treten verbreitet Auenlehme auf, die überwiegend aus abgetragenem Bodenmaterial von Äckern in den Einzugsgebieten stammen. Die Hochwasserabsätze sind unterschiedlich mächtig und überlagern stellenweise nur geringmächtige, sandige und lehmige ältere Hochwasserablagerungen und sandig-kiesige Fluss- und Bachablagerungen. Bereichsweise überdecken die Auenlehme auch Niedermoortorfe sowie örtlich limnische Sedimente. Letztere können v. a. in Zementmergelschüsseln auch großflächig auftreten. Die Abtragungsprodukte der Bodenerosion finden sich nur in Talauen, sondern auch in Muldentälern sowie an Unterhängen, wo sie sich als holozäne Abschwemmmassen mit z. T. erheblicher Mächtigkeit angesammelt haben.

Junge, lockere Süßwasserkalke (Quartärer Sinterkalk) sind als Ausgangsgesteine für Ah/C-Böden eine Besonderheit des Brenztals. Aus dem Karstuntergrund zufließendes Hydrogencarbonat-reiches Wasser führte bereichsweise zur Ablagerung junger Sinterkalke.

Eine weitere Besonderheit stellen im Brenztal Böden aus alten Flusssedimenten, den sog. Urbrenz-Sanden, dar. Bei diesen Bildungen handelt es sich um stark verwitterte, kalkfreie Flusssedimente, die über einen langen Zeitraum (Tertiär bis Mittelpleistozän) von der Urbrenz in verschiedenen Niveaus abgesetzt wurden. Die Ablagerungen bestehen aus Gesteinsmaterial, das im Bereich der Schichtstufenlandschaft jenseits des heutigen Albtraufs nördlich von Aalen mobilisiert wurde. Die aufgearbeiteten Gesteine entstammen einer Schichtenfolge, die vom Keuper bis in den Mitteljura reicht. Ursprünglich enthaltene Karbonatgesteine wurden, wie auch entlang der Albdurchquerung eingetragene Kalk- und Dolomitsteine des Oberjuras, durch Verwitterung aufgelöst.

Die weitläufige Feuchtniederung des Donaurieds wird im Untergrund von sandig-kiesigen Donauablagerungen gebildet. Die Kiesoberfläche setzt dabei in unterschiedlicher Tiefe, meist in 0,7–3 m u. Fl. ein. Über ihr folgen i. d. R. kalkreiche sandig-schluffige und schluffig-tonige Hochwassersedimente, die in den zentralen Bereichen des Donaurieds von Niedermoortorf überdeckt werden. In die Torfe sind bereichsweise mehrere Dezimeter lockere Wiesenkalkabsätze eingeschaltet. Die Mächtigkeit der Niedermoortorfe schwankt erheblich und beträgt teilweise unter 1 m, während Maximalmächtigkeiten bis etwa 3 m auftreten. Dabei sind die heutigen Torfmächtigkeiten z. T. stark durch die Grundwasserabsenkung und die dadurch verursachte Torfsackung sowie Mineralisierung des Torfes beeinflusst worden. Zudem hat der aktive Abbau der Torfschichten zur Brennstoffgewinnung die Mächtigkeiten und den Umfang der Niedermoortorfe bereichsweise deutlich reduziert.

Im Langenauer Ried, dem westlichen Teil des Donaurieds, treten in den Randbereichen verstärkt schluffige und sandige Hochwasserablagerungen als Ausgangsmaterial für die verbreiteten Grundwasserböden auf. Donauwärtig werden diese Hochflutsedimente von jungem, bis knapp 1 m mächtigem Auenlehm aus schwach bis mittel humosem Bodenmaterial überlagert. Wie in den unterlagernden humusfreien Hochflutsedimenten sind hohe Karbonatgehalte typisch.

Eine Besonderheit am westlichen Rand des Langenauer Rieds ist eine bereichsweise auftretende geringmächtige, meist nur ca. 2 dm umfassende Lage aus schwarzem Ton, der zur Donau hin meist von jungem Auenlehm überlagert wird. Die Tongehalte bis über 70 Gew.-% bedingen bei Wassersättigung eine Barriere für die Sickerung von Niederschlagswasser und rufen einen intensiven Wasserstau in den Auenlehmen hervor, der die Böden erheblich prägt. Die schwarze Tonlage wird als Stillwasserablagerung gedeutet, die unter quasi limnischen Bedingungen in dichten Auwäldern während des holozänen Klimaoptimums im Atlantikum um 7000 Jahre vor heute abgesetzt wurde (Kösel, 2016).

Landnutzung in der Bodengroßlandschaft Südöstliche Alb (generalisierte ATKIS-Daten des LGL Baden-Württemberg)

Geradezu gegensätzlich sind im Vergleich zur Flächenalb die Landnutzungsverhältnisse im Bereich der Tertiärrücken, die sich von Ulm nach Südwesten bis in die Umgebung von Riedlingen erstrecken (Hochsträß, Landgericht und umgebende Bereiche sowie Tautschbuch). Aufgrund der Reliefverhältnisse mit teilweise steileren Hangbereichen und der für intensiven Ackerbau wenig geeigneten Böden aus tertiären Gesteinen und ihren kaltzeitlichen Umlagerungsprodukten (z. B. Fließerden, Hangschutt) steigt der Waldanteil stark an, während Ackerflächen, die örtlich durch Grünland ergänzt werden, deutlich zurücktreten.

Eine Sonderstellung nimmt das heute bereichsweise intensiv landwirtschaftlich genutzte Donauried ein. Lange Zeit war im Donauried aufgrund sehr hoher Grundwasserstände nur in den Randzonen der feuchten Talniederung eine extensive Nutzung in Form von einmähdigen Wiesen und ärmlichen Weiden möglich. Wie in etlichen anderen Flussgebieten wurden im Verlauf der ersten Hälfte des 19. Jahrhunderts verschiedene wasserbautechnische Maßnahmen durchgeführt, die zunehmend eine weitergehende Nutzung ermöglichten. Bereits ab 1806 setzte mit dem Durchstich von Mäanderbögen die Begradigung der Donau ein. Etwas später wurde an der Grenze der früheren Königreiche von Württemberg und Bayern der 3 m tiefe Grenzgraben angelegt. Von diesem aus führte ein System von Seitengräben bereits bis Mitte des 19. Jahrhunderts zu einer effektiven Absenkung des Grundwassers v. a. im westlichen Teil des Donaurieds, wodurch nun zusätzliches Weideland und Wiesen genutzt werden konnten. Um 1820 begann der kommerzielle Abbau der bis über 3 m mächtigen Torfe zur Brennstoffgewinnung, der fortan große Flächen beanspruchte und erst 1925 zum Erliegen kam. Ein weiterer starker Nutzungseingriff erfolgte, als ab 1917 die ersten Brunnengalerien der staatlichen Landeswasserversorgung in Betrieb gingen und Trinkwasser durch eine zunächst 100 km lange Pipeline bis zum damaligen Endbehälter Rotenberg bei Stuttgart geleitete wurde.

In der Folge wurde die Wasserentnahme durch die Erschließung neuer Fassungen bis Ende der 1940er Jahre ständig ausgebaut und erweitert. Die starke Grundwasserentnahme und die damit verbundene Absenkung des Grundwasserspiegels ermöglichte nun großflächig landwirtschaftliche Nutzung im Donauried, die bereichsweise sogar in Form von intensivem Ackerbau stattfand.

Zunehmend machte sich auch mit der allgemeinen Grundwasserabsenkung die Mineralisierung der organischen Substanz der Torfe durch einen verstärkten Nitrateintrag in das Grundwasser bemerkbar. Dieser trug neben dem Zustrom von Nitrat führendem Grundwasser aus dem Einzugsgebiet der angrenzenden Alb zur Überschreitung der Grenzwerte nach der Trinkwasserverordnung bei. Eigens eingeleitete Untersuchungsprogramme (z. B. Rück, 1993; Stasch, 1996; Höll, 2007) und darauf aufbauende Maßnahmen führten zu einer Reduzierung der Nitratgehalte.

Neben den aus verschiedenen Nutzungsaspekten resultierenden, teilweise ungünstigen Auswirkungen auf das Geoökosystem, macht sich heutzutage zunehmend der wachsende Flächenverlust durch Überbauung für den Landschaftshaushalt und die Landnutzung negativ bemerkbar. So dehnt sich beispielsweise Ulm als größeres städtisches Ballungsgebiet mit seinem ausufernden Flächenbedarf für Wohn- und Gewerbegebiete in jüngerer Zeit zunehmend auf die Flächenalb aus und entzieht damit dem Landschaftsraum leistungsfähige Flächen mit durchweg hohem bodenfunktionalem Wert.

Die Werte für die Klimatische Wasserbilanz im Sommerhalbjahr liegen auf der Albhochfläche und auf den Tertiärrücken überwiegend zwischen +100 und +200 mm. Im Osten der Flächenalb, im Donauried und im Bereich der Fußbereiche von Hochsträß und Landgericht sind es nur 0 bis +100 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).