Jungmoränen-Hügelland

Das Jungmoränen-Hügelland wurde während der letzten Eiszeit (Würm-Komplex, 115 000 bis 12 000 Jahre vor heute) durch den Vorstoß des Rheingletschers aus den Alpen geprägt. Es ist zusammen mit dem Bodensee und den Vulkanbergen des Hegaus Teil des Bodensee-Jungmoränenlands der Naturräumlichen Gliederung Deutschlands (Dongus, 1991). Abweichend davon wird das Gebiet im Handbuch der Naturräumlichen Gliederung (Meynen & Schmithüsen, 1953; Benzing, 1964) in das Voralpine Hügel- und Moorland eingeordnet. Auch für die überwiegend deckungsgleichen naturräumlichen Einheiten niederer Ordnung existieren unterschiedliche Bezeichnungen, sodass sich eine Begriffsvielfalt ergibt. Benachbarte Bodengroßlandschaften in Baden-Württemberg sind das Altmoränen-Hügelland im Norden sowie die Hegaualb im Nordwesten. Östlich schließen das Molassebergland der Adelegg sowie die Schotterplatten von Leutkirch-Wuchzenhofen und ‑Friesenhofen als Teile der BGL Iller-Riß-Platten an.

Die Bodengroßlandschaft wird durch den Wall der Äußeren Jungendmoräne, der den Eisrand vor etwa 20 000 Jahren nachzeichnet, und die zugehörigen Schotterfelder umgrenzt. Die Landschaftsgrenzen verlaufen girlandenförmig von Schaffhausen (CH) über Pfullendorf und Bad Schussenried nach Isny im Allgäu. Der Hauptvorstoß des Rheingletschers erfolgte in Verlängerung des Bodenseebeckens zum Hochrhein hin. Die Endmoränen von Schaffhausen liegen gut 80 km vom Austritt des Rheins aus den Alpen bei Bregenz entfernt und markieren die größte Ausdehnung des Jungmoränen-Hügellandes. Das Schussenbecken zweigt bei Friedrichshafen in nördlicher Richtung vom Bodenseebecken ab. Von Friedrichshafen bis zu den Schotterfeldern bei Bad Schussenried erstreckt sich die Jungmoränenlandschaft über etwa 45 km.

Inselhaft auftretende Vorkommen mittelpleistozäner Moränen oder Deckenschotter wurden z. B. am Höchsten dem Jungmoränen-Hügelland zugerechnet. Böden aus Gletscherablagerungen und würmzeitlichen Schottern mit deutlichem Anteil an vulkanischen Gesteinen wurden in die BGL Hegau aufgenommen. Die bodengeographische Gliederung des Jungmoränen-Hügellands erfolgt nach den Gesteinsarten, die im folgenden Abschnitt beschrieben werden.

Klima- bzw. chronostratigraphisch werden die Sedimente der Jungmoränenlandschaft dem Würm-Komplex zugeordnet (Geyer et al., 2011). Diese klassische Gliederung wird heute im südwestdeutschen Alpenvorland durch eine lithostratigraphische Abgrenzung von Gesteinsformationen ergänzt (Ellwanger, 2003; Ellwanger et al., 2011b), die als Grundlage für die Bezeichnung der geologischen Einheiten bei den GeoLa-Fachdaten dient. Der Beginn einer Formation wird durch eine Groblage in den Beckenfüllungen markiert. Diese Groblagen stehen jeweils in Zusammenhang mit dem Vorstoß des Rheingletschers, der Aufschüttung der Innenwall-Endmoränen und der Ausschürfung der namensgebenden übertieften Becken auf der damals dem Gletscher zugewandten Seite der Endmoräne. So umfasst die Illmensee-Formation die Sedimente zwischen der Inneren Jungendmoräne und dem Altmoränen-Innenwall. Im Jungmoränen-Hügelland sind davon im Wesentlichen die Ablagerungen aus dem Vorstoß zur Äußeren Jungendmoräne (Kißlegg-Subformation) sowie die Äußere Jungendmoräne selbst anzutreffen. Die jüngeren Lockergesteine gehören zur Hasenweiler-Formation. Sie können in die Innere Jungendmoräne und die Tettnang-Subformation, also die glazialen Sedimente aus dem Vorstoß zur Inneren Jungendmoräne gegliedert werden. Weiterhin werden die Schotter und Beckensedimente aus diesem Zeitraum als eigene Einheiten auf der geologischen Karte ausgewiesen. Für die Gliederung der Böden anhand der Verwitterungstiefe spielt jedoch die Zuordnung zum Würm- oder Riß-Komplex bzw. zum Holozän nach wie vor eine übergeordnete Rolle. Ebenfalls von großer Bedeutung für die Bodenentwicklung und ‑verbreitung sind der Unterschied der Reliefformen zwischen dem Jungmoränen- und dem Altmoränen-Hügelland sowie die weitflächige Verbreitung von Lösslehm im Gebiet der Altmoränen.

Neben der Äußeren Jungendmoräne (Schaffhausen-Stadium) gliedert die teilweise lückenhafte Innere Jungendmoräne (Singen-Stadium) das Gebiet. Die Hänge auf der ehemals dem Gletscher zugewandten Seite der Endmoränen sind i. d. R. deutlich steiler und länger als die Hänge zu den Schotterfeldern. Die Scheitelbereiche breiter Wälle zeigen sich häufig engräumig in Rücken, Kuppen und Toteishohlformen aufgelöst. Bereichsweise finden sich die Endmoränen staffelartig angeordnet (Schreiner, 1992b, S. 126 ff.). Darüber hinaus sind z. B. im Gebiet des Waldburger Rückens und dem östlich anschließenden Westallgäuer Hügelland weitere, weniger deutlich ausgeprägte Eisrandlagen anhand von Moränenzügen erkennbar.

Bei den Schotterfeldern im Jungmoränen-Hügelland können hinsichtlich ihres Umfelds zwei Typen unterschieden werden. Einmal die von der Äußeren Jungendmoräne ins Einzugsgebiet der Donau bzw. Iller abgelagerten Terrassen. Sie stoßen mit abnehmendem Gefälle z. T. mehrere Kilometer weit in das Altmoränen-Hügelland vor und werden von rißzeitlichen Moränen oder Molasse eingerahmt. In den GeoLa-Fachdaten Geologie sind sie als Rheingletscher-Niederterrassenschotter ausgewiesen. Zum zweiten gibt es die glazifluviatilen Kiese und Sande in den Zungenbecken und Eiszerfallslandschaften im Inneren des Jungmoränen-Hügellandes, die z. T. als Deltaschotter in Eisrandstauseen geschüttet wurden (Hasenweiler-Schotter bzw. Illmensee-Schotter). Diese sind mit feinkörnigen Beckensedimenten sowie mit seitlich anschließenden oder inselhaft aufragenden würmzeitlichen Moränenhügeln vergesellschaftet. Die möglichen Entwässerungsbahnen und damit die Verbreitung der Terrassen waren abhängig von der Ausdehnung des Rheingletschers. Während der maximalen Eisausdehnung wurden die Schmelzwässer z. B. im Gebiet zwischen dem Rheingletscher, der Adelegg und dem Illergletscher noch über die Argen-Eschach-Rinne zur Donau hin abgeführt. Bereits vor dem Hochglazial konnte die Untere Argen wahrscheinlich zeitweise bis Kißlegg-Waltershofen nach Westen vordringen, bog dort nach Norden in Richtung Kißlegg ab und erreichte über die tiefe Aitrach-Rinne und das Illertal die Donau (Fiebig, 1992). Diese Rinne wurde wieder mit Gletscher- und Beckensedimenten verfüllt. Nach dem Rückzug des Gletschers von der Inneren Jungendmoräne verlief die Entwässerung zeitweise quer über das heutige Schwarzachtal und den Nordteil des Tannauer Beckens zum Schussenbecken. Erst mit dem Rückzug des Eises an den Bodensee konnte sich das heutige Argental mit seinen Terrassenstufen an den Gleithängen entwickeln. In den ehemaligen Schmelzwasserrinnen fließen heute Bäche mit einer geringen Wasserführung, die nicht der Breite und Tiefe der Talform entspricht. Flache Talwasserscheiden sind ebenfalls ein Merkmal der Quertäler. Besonders komplex verlief die Entwicklung dabei westlich des Bodensees, wo die Schmelzwässer neben dem Rückstau durch den Rheingletscher von mehreren Bergländern am Abfluss gehindert wurden (Schreiner, 1992b, S. 119 ff., Beil. 1). Zeugen dieser Verhältnisse sind eisrandparallele Schmelzwasserrinnen, Quertäler und Terrassenstufen im Singener Becken. Unter der Geländeoberfläche liegen zudem bis zu 80 m tief eingeschnittene Rinnen, die später z. T. wieder mit Moränen überdeckt wurden.

Beispielhaft werden Gestalt und Aufbau der Beckenbereiche anhand der Verhältnisse im Schussenbecken und seiner Fortsetzung, dem Becken von Altshausen und Bad Waldsee, näher erläutert. Als wichtigstes Zweigbecken des Rheingletschergebietes erstreckt sich das Schussenbecken vom Bodensee bei Friedrichshafen über ca. 30 km nach Norden. Ab Mochenwangen steigt das Gelände rampenartig an. Dichtgelagerte, z. T. durch Aufarbeitung von Beckentonen entstandene Grundmoränensedimente bilden das Ausgangsmaterial für die Stauwasserböden des Altdorfer Waldes. Ab einer Meereshöhe von etwa 550 m NN setzen dann z. T. von Toteishohlformen durchsetzte Verebnungen mit Beckensedimenten ein, die von Osten her durch einen Bogen aus Moränen, anschließenden Schotterfeldern bzw. dem bis zu 80 m tief eingeschnittenen, gefällereichen Schussentobel unterbrochen werden. Die westliche Grenze bildet die sehr lückenhafte Innere Jungendmoräne. Vom hier gelegenen Aulendorf breiten sich dann die beiden langgestreckten Flügel des Beckens von Altshausen und Bad Waldsee aus. Dessen mittlerer und nördlicher Teil wird neben Niedermooren von flachen Erhebungen mit schluffig-sandigen Beckensedimenten geprägt. Vor der Äußeren Jungendmoräne liegen mehrere schwach bis mäßig reliefierte Grundmoränenbereiche. Im östlichen Abschnitt dieser für das Jungmoränen-Hügelland relativ alten Landschaftsteile finden sich, z. B. bei Ingoldingen-Winterstettendorf, Vorkommen von Lösslehm und lösslehmreichen Fließerden sowie stellenweise auch Lösssand und Sandlöss. Die abzugsträge Hauptsenke des Beckens von Bad Waldsee wird vom Moorkomplex des Tannwalds eingenommen, dem sich nach Norden das auf der Europäischen Wasserscheide gelegene Hochmoor des Brunnenholzrieds anschließt. Südlich von Bad Waldsee liegen flache Hügel mit grobbodenreicher (Schotter-)Moräne, die durch die heute z. T. vermoorten Schmelzwassertäler des Mühlbachs und des Urbachs zergliedert sind. Im Südteil des Altshauser Beckens fällt die enggekammerte Eiszerfallslandschaft der Blitzenreute-Ebenweiler Seenplatte mit Moränenwällen, Schottern, Beckensedimenten, Mooren und Seen auf. Über die Innere Jungendmoräne gelangt man bei Blitzenreute an den nordwestlichen Rand des Schussenbeckens. Hier bilden gut 100 m abfallende Molassehänge den Rahmen. Die Niederung ist im Nordteil über 4 km breit. Ihre Hauptelemente sind die Auen der Schussen und ihrer Zuflüsse sowie die Terrassen der Wolfegger Ach. Bei Ravensburg verengt sich der Talboden auf gut 1 km Breite. Ältere Schotter („Vorstoßschotter“, Illmensee-Formation) bilden steile Hänge auf der Ostseite, sodass sich hier Höhenunterschiede von bis zu 150 m zwischen den Hochflächen und der Schussenaue ergeben. Unterhalb von Ravensburg erweitert sich das Schussenbecken dann trichterförmig. Die Beckensedimente dominieren und sind südlich von Meckenbeuren häufig von nahe der Oberfläche anstehendem Grundwasser erfüllt. Zwischen Tettnang und Langenargen folgen dann Schotterterrassen. Das Argendelta bildet schließlich den südöstlichen Rand des Schussenbeckens.

An den Steilhängen der Beckenränder und in tief eingeschnittenen Tobeln treten die Sandsteine und Mergel der tertiären Molasseschichten zu Tage. Sie stellen die Füllung des bis über 5 km tiefen Sedimenttrogs des nördlichen Alpenvorlands dar. Es handelt sich um eine Abfolge von See- und Flussablagerungen, die von zwei Meeresvorstößen mit nachfolgender Aussüßung (Brackwassermolasse) unterbrochen werden. Während dieser Zeit, im Oligozän und Miozän, herrschte in Süddeutschland noch subtropisches Klima mit durchschnittlichen Jahrestemperaturen von 15–20 ^oC. Meist streicht an der Oberfläche die miozäne Obere Süßwassermolasse aus. Sie bildet auch den hoch aufragenden Sockel des Höchsten-Berglands und des Schiener Bergs. Entlang des Überlinger Sees und seiner Umgebung stehen auch die älteren Molassegesteine bis hinunter zur Unteren Süßwassermolasse an. Die Schichtlagerung ist hier durch Verwerfungen gestört. Die Felsklippen und ‑wände am Steilufer des Überlinger Sees bestehen häufig aus wenig verfestigten Sandsteinen der Oberen Meeresmolasse (Heidenlöcherschichten). Im Gebiet der Molassegesteine hat sich durch die Abtragung nach dem Rückzug des Gletschers ein von zahlreichen schmalen Kerbtälchen geprägtes Hangrelief herausgebildet. In übersteilten Hanglagen kommt es bis heute immer wieder zu Rutschungen mit z. T. senkrechten Abrisskanten über terrassenartig gestaffelten bis wellig-höckerigen Rutschungskörpern.

Die von Deckenschottern überlagerten Molasseberge weisen z. T. langgestreckte Hangschultern und breite Plateaus auf und erhalten so einen tafelbergartigen Charakter. Die Gipfellagen des Höchsten und das Aacheck auf dem Heiligenberg wurden als Nunataks während der Würmeiszeit nicht mehr vom Gletscher überfahren. So konnten sich in Höhenlagen ab ca. 800 m NN rißzeitliche Moränen erhalten.

Die von den Gletscherschmelzwässern abgelagerten glazifluviatilen Schotter bilden ein recht einheitliches Ausgangsmaterial der Böden. Mit zunehmendem Abstand von den Endmoränen kommt es zu einer besseren Sortierung des Materials mit langsam steigenden Feinbodengehalten und einer stärkeren Rundung der Komponenten. Die Längsachsen der Kiese und Gerölle sind im Gegensatz zur Grundmoräne überwiegend quer zur Fließrichtung eingeregelt. Nur bei starker Strömung abgelagerte Komponenten liegen parallel zur Fließrichtung. In Kiesgruben lassen sich Schüttungszyklen erkennen, die mit einer Groblage beginnen. Die Mächtigkeit der Schotter kann 30 m und mehr betragen. Die als Deltaschüttungen in Eisrandstauseen abgelagerten Kiese gehen randlich in Sande bzw. feinkörnige Beckensedimente über oder überlagern diese. Aus dem locker gelagerten, durchlässigen, würmzeitlichen Schmelzwasserschotter entwickeln sich ausschließlich staunässefreie Böden. Die Deckenschotter aus dem Frühpleistozän sind aufgrund ihrer Verfestigung zu Konglomeraten (Nagelfluh) relativ verwitterungsresistent, so dass aus ihnen verbreitet flachgründige und stark skeletthaltige Böden hervorgehen.

An Quellaustritten fällt der zu den Sinterkalken gehörende Kalktuff aus karbonathaltigen Wässern aus. Die Ursache für seine Entstehung ist die Temperaturerhöhung an der Oberfläche und die dadurch verminderte Löslichkeit des Kalziumkarbonats. Die Vorkommen im Flappachtal östlich von Ravensburg sind an Schichtgrenzen zwischen Schottern und Gletschersedimenten gebunden. Nach dem Ende der Quellschüttung verfestigt sich das weiße, von Hohlräumen durchzogene Gestein. Im Tobel der Wolfegger Ach wurde beim Weißenbronnen früher Kalktuff als Werkstein abgebaut. Auch in quelligen Bereichen der Oberen Süßwassermolasse kommt stellenweise Kalktuff vor.

Im Jungmoränen-Hügelland reichte die kurze Zeit zwischen dem Rückzug des Gletschers und dem Beginn des Holozäns meist nicht für die Entstehung mehrgliedriger periglazialer Deckschichten aus, wie sie aus dem Schichtstufenland oder auch dem Altmoränen-Hügelland bekannt sind (Kösel, 1996; Kösel & Fleck, 2017). Sie bleiben auf wenige, schon länger eisfreie Landschaftsteile und lokale Vorkommen von Flugsand in Beckenbereichen beschränkt. Der Flugsand überdeckt östlich von Salem und südlich von Tettnang sowie im „Unteren Schenkenwald“ nördlich von Weingarten stellenweise die Schotter bzw. Beckensande. Lösssand und Sandlöss als äolische Sedimente finden sich z. B. im „Malaiental“ auf der Heiligenberger Hochfläche, in Verebnungsbereichen bei Leutkirch-Winterstettendorf sowie auf der Halbinsel Höri zwischen Weiler und Horn. In den ältesten Landschaftsteilen nahe der Äußeren Jungendmoräne sowie in den Hochlagen des Schiener Bergs sind kleinflächig Lösslehm und Fließerdepakete aus lösslehmreicher Deck- über Mittellage verbreitet.

Als organische Bildungen unterscheiden sich Torfe stark in ihren Merkmalen und Eigenschaften von den mineralischen Ausgangsgesteinen ihrer Umgebung. Sie bestehen bei den Grundwasser- bzw. Niedermooren überwiegend aus den Resten von Riedgräsern, Schilf und Erlen. Sie enthalten mehr als 30 % organische Substanz. Der Niedermoortorf ist aufgrund des karbonathaltigen mineralischen Untergrunds im Jungmoränen-Hügelland überwiegend basenreich. Bei den im Gebiet häufigen, aus Seen hervorgegangenen Verlandungsmooren wird er von Mudden, also warmzeitlichen organisch-mineralischen Seesedimenten, unterlagert. Durch das Wachstum des Moorkörpers nimmt der Grundwassereinfluss im Laufe der Zeit ab und die Pflanzenwurzeln können die Nährstoffe des Mineralbodens nicht mehr erreichen. Das Pflanzenwachstum ist nun auf das nährstoffarme, saure Regenwasser angewiesen. Unter diesen Bedingungen wandelt sich die Vegetation und Torfmoose (Sphagnum) sowie Wollgräser bilden geschlossene Bestände. Nach ihrem Absterben entsteht aus ihren Resten der Hochmoortorf. Die Oberfläche des Moores zeigt sich uhrglasförmig aufgewölbt. Die Moormächtigkeiten einschließlich Mudde können im Jungmoränen-Hügelland bis etwa 12 m erreichen (Göttlich, 1967, S. 37). Der mineralische Untergrund der größeren Moore weist z. T. wegen der vom Gletscher unterschiedlich tief ausgeschürften Becken ein deutlich bewegtes Relief auf.

Mit dem Beginn des Ackerbaus setzte auch der Bodenabtrag durch Wassererosion ein. Während die Bodenprofile auf den Scheitel- und Hangbereichen verkürzt wurden, sammelte sich das erodierte Bodenmaterial in den Muldentälchen, an Unterhängen und auf Schwemmfächern als holozäne Abschwemmmassen an. Das überwiegend kiesarme, lehmige Bodensediment ist schwach humos und weist nicht selten Ziegel- und Holzkohlebruchstücke als Zeichen seines geringen Alters auf. Abhängig vom Erosionsgrad der Böden im Einzugsgebiet sind die Abschwemmmassen meist karbonatfrei bis karbonathaltig (2–10 %). Karbonatreiches Material findet sich örtlich auf Schwemmfächern am Ausgang von in die Molasse eingeschnittenen Kerbtälchen und Tobeln. Die Schwemmsedimente können dort wegen der Unterschneidung anstehender Gesteine lagenweise humusfrei sein und enthalten aufgrund hoher Fließgeschwindigkeiten mehr Sand und Grobboden. In Gebieten mit Molassemergeln und ‑tonen kommen dagegen tonig-lehmige bis schluffig-tonige Abschwemmmassen vor.

Die landwirtschaftliche Nutzung ist vom Klima und den im Jungmoränen-Hügelland oft besonders engräumig wechselnden Relief- und Bodenverhältnissen abhängig. So herrscht im milden Bodenseeklima eine intensive landwirtschaftliche Nutzung mit Sonderkulturen wie Obst, Reben, Hopfen und Gemüse vor. Die Eignung der Standorte für den Erwerbsobstbau wird dabei besonders nördlich des Überlinger Sees und Obersees auf weiten Flächen als „großenteils sehr gut“ oder „großenteils gut“ eingestuft (Ministerium für Ernährung, Landwirtschaft und Umwelt Baden-Württemberg, 1978). Die aufgrund der Realteilung kleinstrukturierten landwirtschaftlichen Betriebe im Bodenseekreis hatten 2010 eine durchschnittliche Betriebsgröße von 19,9 ha und sind deshalb etwa zur Hälfte als Dauerkulturbetriebe organisiert (Statistisches Landesamt Baden-Württemberg, Zahlen von 2013). Im Westallgäuer Hügelland prägen heute Wiesen, Weideland und Fichtenwälder das Landschaftsbild (Konold, 1996). Der Grünlandanteil an der landwirtschaftlich genutzten Fläche (LF) lag z. B. auf der Gemarkung der Stadt Wangen im Allgäu 2010 bei 92,5 % (Statistisches Landesamt Baden-Württemberg, Zahlen von 2013). Die Grünlandwirtschaft hat sich im württembergischen Allgäu jedoch erst seit dem Ende des 19. Jahrhunderts vom alpennahen Isny im Allgäu immer weiter nach Norden und Westen in die niederschlagsärmeren Gebiete ausgebreitet (Borcherdt et al., 1985, S. 238 ff.). Deshalb sind unter Grünland verbreitet reliktische Pflughorizonte in den Bodenprofilen erhalten. Im übrigen Hügelland gibt es viele landwirtschaftliche Betriebe mit Getreide- und Futterbauwirtschaft. Daneben hat sich der Maisanbau zur Biogaserzeugung ausgebreitet. Streuobstwiesen verleihen manchen Bereichen des Jungmoränen-Hügellands einen parkartigen Charakter.

Die Besiedlung und Landnutzung unterliegen nicht nur den natürlichen Steuerungsfaktoren wie Bodengüte und Klima. Sie werden auch von sozialen, ökonomischen und technischen Entwicklungen beeinflusst. Entlang des Bodensees und im westlich anschließenden Hegau sind bereits aus der Jungsteinzeit (Rössener Kultur) Siedlungen von Ackerbauern bekannt (Planck et al., 1994; Weller, 1997). Die etwa zwischen 4000 v. Chr. und dem Ende der Urnenfelderzeit (850 v. Chr.) bewohnten Pfahlbauten gehören seit 2011 zum Weltkulturerbe. Auch die Kelten bevorzugten die niederschlagsarmen Gunsträume am westlichen Bodensee, legten jedoch auch Siedlungen zwischen der Donau und der Schussenmündung an. Die Römer errichteten ein Netz aus Gutshöfen, bauten Straßen vom Bodensee zur Donau und brachten neue Kulturpflanzen wie die Rebe mit. Der Rückzug der Römer nach dem Einfall der Alemannen führte zunächst zu einem Rückgang der Siedlungsdichte und wohl zu einer teilweisen Wiederbewaldung. Zur großflächigen Inkulturnahme kam es dann seit Beginn des mittelalterlichen Landesausbaus nicht zuletzt mit dem Übergang zur Dreifelderwirtschaft ab dem 8. Jh. (Poschlod, 2015). Besonders die kühl-feuchten Gebiete Oberschwabens und des Westallgäuer Hügellands wurden erst im Hochmittelalter unter dem Einfluss der Klöster flächendeckend besiedelt. Ein erfolgreicher Ackerbau war hier nur durch die Einführung des Wendepfluges und der mit ihm erreichten besseren Unkrautbekämpfung möglich. Nach dem mittelalterlichen Klimaoptimum (1000–1300 n. Chr.) verringerten sich die Nutzungsmöglichkeiten während der „Kleinen Eiszeit“ (1550–1850 n. Chr.). Die Pest und der Dreißigjährige Krieg dezimierten die Bevölkerung zeitweise. Bereits ab dem 17. Jh. wurden, u. a. zur intensiveren Nutzung von ortsfernen Flächen wie den Allmendweiden, Einzelhöfe und kleinere Weiler mit arrondiertem Grundbesitz eingerichtet (Vereinödung). Die Einführung der Hartkäserei im Allgäu hatte die Vergrößerung der Milchviehbestände und die Ausdehnung der Grünlandwirtschaft zur Folge. Die Erschließung des Landes durch die Eisenbahn veränderte die Märkte z. B. durch die Ausfuhr der Milchprodukte sowie den Import von Getreide und verstärkte so den Wandel der Kulturlandschaft. Der verringerte Getreideanbau und die Einführung der ganzjährigen Stallhaltung des Viehs führte zu einem Mangel an Einstreu, dem ab der Mitte des 19. Jh. durch die Anlage der Streuwiesen in den Mooren begegnet wurde (Poschlod, 2015, S. 148 ff.). Mit der Einführung der Güllewirtschaft und dem verstärkten Einsatz von Mineraldünger ab etwa 1960 wurde ein Großteil der artenreichen Streuwiesen zu Futterwiesen umgewandelt oder aufgeforstet. Schließlich war die Bevölkerung nicht mehr auf die Selbstversorgung mit Agrarprodukten angewiesen und es entwickelten sich zunehmend größere, spezialisierte Landwirtschaftsbetriebe. Die Intensivierung der Landwirtschaft und die Industrialisierung gingen mit einem starken Bevölkerungswachstum einher.