Karsthydrologie, Geologie und Verkarstung im Bereich der mittleren ...

Das Jahresheft 1995 der Arge Grabenstetten - Ausgabe zum VDHK-Jahrestreffen 1996 in Blaubeuren
Seite 100-113 7 Abb. Grabenstetten 1996
Wolfgang Ufrecht
Inhalt:
1. Einführung
2. Exkursionsroute
2.1 Blautopf, Blaubeuren
2.2 Urdonautal bei Arnegg, Brunnenstein
2.3 Kleine Lauterquelle, Lautern
2.4 Steinbruch Lautern, Kleines Lautertal
2.5 Burdigales Kliff
2.6 Laichinger Tiefenhöhle
2.7 Kläranlage Laichingen
2.8 Unterdrackenstein
2.9 Randecker Maar
2.10 Torfgrube Schopfloch
2.11 Trockental Pfulb
3. Schriftenverzeichnis
Fahrtroute: Blaubeuren, Arnegg, Herrlingen, Lautern, Weidach, Bermaringen, Temmenhausen, Bermaringen, Asch, Bühlenhausen, Berghülen,
Suppingen, Laichingen, Hohenstadt, Oberdrackenstein, Unterdrackenstein, Gosbach, Mühlhausen, Wiesensteig, Schopfloch, Donnstetten, Feldstetten,
Suppingen, Blaubeuren.
Topographische Karten: TK 50: L 7522 Urach und L 7524 Blaubeuren
Geologische Karten: GK 25: 7423 Wiesensteig, 7522 Urach, 7524 Blaubeuren, Geol. Übersichtskarte GÜ 200, Blatt 4.
1. Einführung
Die Exkursion führt vom Urdonautal am Südrand der Schwäbischen Alb über die verkarstete Albhochfläche nach Norden bis
zum mehrere hundert Meter steilen Trauf (Weißjura-Stufenrand), der die Begrenzung zum Albvorland bildet. Mit der
Exkursion sollen anhand typischer Aufschlüsse der geologische Aufbau der mittleren Alb, Aspekte der Karsthydrogeologie,
die Fluß- und Landschaftsgeschichte sowie die damit verbundene Entwicklung der Verkarstung dargelegt werden. Probleme
der Trinkwasserversorgung als auch der Abwasserentsorgung im Karst werden aufgezeigt.
Die im Norden bis etwa 800 m ü. NN aufragende Albhochfläche wird von den etwa 450 m mächtigen Schichten des Oberjura
(Weißjura, Malm) aufgebaut. Sie bestehen im unteren Teil aus geschichteten Kalk-Mergelkomplexen (Normal-, Bankfazies).
Ab dem mittleren Oberjura werden diese im Bereich der mittleren Alb durch massige Schwammkalke und letztlich auch
durch Korallenkalke ersetzt (Massenkalk-, Riff-Fazies; GWINNER 1962). Die Entstehungsbedingungen der Massenkalke
unterliegen zur Zeit einer Neuinterpretation (KOCH et al. 1994). Die Schwammriffe sind häufig durch diagenetische
Vorgänge in dolomitische Kalke umgewandelt, aus denen später durch Rekalzitisierung (Dedolomitisierung) grobkristalline
Massenkalke mit löchriger Struktur, die sog. Zuckerkörnigen Kalke ("Lochfels"), hervorgingen.
Der Oberjura unterliegt entsprechend seiner unterschiedlichen Gesteinsausbildung, besonders aber nach dem Fossilinhalt,
einer internationalen Stufengliederung (Oxfordium, Kimmeridgium, Tithonium). Trotzdem findet in Süddeutschland auch in
Fachkreisen noch die von QUENSTEDT entwickelte regionalstratigraphische Gliederung Anwendung, der zufolge die
Schichteinheiten nach dem griechischen Alphabet von alpha bis zeta bezeichnet wurden. Diese und die seit 1995 aktualisierte
lithostratigraphische Formationsgliederung des schwäbischen Weißjuras sind in SCHWEIGERT (1995) dargestellt.
Die Hangenden Bankkalke (ti 1) sind die jüngsten bis heute erhaltenen Ablagerungen aus der Jurazeit. In der darauffolgenden
Kreidezeit (vor 140 bis 65 Mio. Jahren) zog sich das Meer für lange Zeit nach Süden auf einen schmalen Streifen zwischen

heutiger Alb und Alpen zurück. Das nur geringfügig über den Meeresspiegel angehobene Festland unterlag bis in das
ausgehende Eozän Flächenbildungsprozessen unter tropischem bis subtropischem Klima. Den Verwitterungsvorgängen sind
besonders im nördlichen und zentralen Teil der Schwäbischen Alb Kalksteine und Mergel in einer Mächtigkeit von ca. 180
bis 200 m Mächtigkeit (vorwiegend Hangende Bankkalke, Zementmergel, Liegende Bankkalke und Obere Felsenkalke)
anheimgefallen, bis die heute an der Albhochfläche anstehenden Schichten (überwiegend Untere Felsenkalke) freigelegt
waren. Im tiefer liegenden südlichen Teil der Alb findet man noch Obere Felsenkalke (ki 3) und Liegende Bankkalke (ki 4) in
flächenhafter Verbreitung. Ab dem Oligozän griff Untere Süßwassermolasse von Süden her auf die Albhochfläche über.
Fortan dauerte die Sedimentation am südlichen Albrand bis zum oberen Miozän an (Obere Süßwassermolasse). Die tertiären
Molassesedimente der Albtafel sind bis heute weitgehend der Abtragung zum Opfer gefallen und liegen in isolierten Resten
dem Weißjura auf. Südlich des Ach- und Blautals im Bereich des Hochsträß sowie zwischen Ulm und Langenau tritt die
tertiäre Schichtenfolge jedoch noch in flächiger Verbreitung mit nach Süden stetig zunehmenden Mächtigkeiten auf
(Tertiärhügelland).
Abb. 1: Lithostratigraphische Formationsgliederung des schwäbischen Weißen Jura (aus SCHWEIGERT 1995).
Im jüngeren Tertiär begann sich in Süddeutschland nach Beendigung der Molassesedimentation ein neues Flußsystem
auszubilden. Nachdem zuvor noch eine Entwässerung zum Molassebecken bzw. zur Graupensandrinne der
Süßbrackwassermolasse entwickelt war, sammelten sich ab dem Obermiozän vor ca. 8 Mio Jahren die Wässer auf der Alb in
einem von SW nach NE gerichteten Flußlauf, der als Urdonau anzusehen ist. Dieser begann sich unter Einfluß tektonischer
Hebungen bis zu 240 m in den Albkörper einzutiefen und ein Kerbtal zu schaffen. Letztendlich war mit der Eintiefung der
Vorflut auch die Tieferlegung der Karstwasseroberfläche und damit der Beginn der tiefgründigen Verkarstung gegeben. Die
Albtafel fiel trocken. Die heute wasserlose bzw. wasserarme Hochfläche charakterisiert die Schwäbische Alb als
Karstlandschaft mit einem weitverzweigten Netz von Trockentälern, Karstwannen und zahllosen Erdfällen. Die einzigen auf
der verkarsteten Albhochfläche noch existierenden Gewässer, nämlich die Hülen oder Hülben, entstanden über mächtigen
abdichtenden Alluvionen (Verwitterungslehm, Feuersteinlehm) oder auch über verwitterten vulkanischen Tuffen. Letztere
durchdrangen im Urach-Kirchheimer Vulkanfeld während des Mittelmiozäns den Albkörper in 356 Tuffschloten und -gängen.
Im Nordteil der Schwäbischen Alb sind die rheinischen Täler bis unter die von den Impressamergeln (ox 1) gebildete
Karstbasis eingetieft. Folglich tritt das Karstwasser an den Hängen über der geringdurchlässigen Sohlschicht in Schicht- bzw.
Überlaufquellen aus (Seichter Karst). Südlich der Karstwasserscheide Rhein/Donau tauchen sowohl ein Großteil des
Karstgrundwasserleiters als auch die Karstbasis (hier: Lacunosamergel, ki 1) unter das Vorflutniveau ab (Tiefer Karst). Das
Karstgrundwasser kommt dort in den für den Albsüdrand typischen Quelltöpfen (Typ Stauquelle) zutage. Im Seichten Karst
und im nördlichen Teil des Tiefen Karsts (Offene Zone), in dem die Karsthochfläche weitgehend unbedeckt ist, wird ein

großer Anteil des in den Karstgrundwasserleiter infiltrierenden Niederschlags- und Schneeschmelzwassers in hoch
verkarsteten Zonen unter geringer Verweilzeit als "kurzfristiges Karstwasser" abgeführt. Dieses ist für beträchtliche
Schüttungsschwankungen der Quellen sowie für häufig auftretende Trübung und anthropogene Beeinträchtigung des
Quellwassers verantwortlich. Das "langfristige Karstgrundwasser" strömt in weniger stark verkarsteten Zonen verzögert zu
den Quellen ab. Diese Vergitterung aus engen und sekundär durch Kalklösung erweiterten Hohlräumen wird in der
Geohydraulik als Doppelporositätsmedium beschrieben. Mit der nach Süden in der Mächtigkeit zunehmenden und flächig
verbreiteten Bedeckung mit geringdurchlässigen tertiären und quartären Sedimenten (Überdeckte Zone des Tiefen Karsts)
erhöht sich die Verweilzeit des Grundwassers, da dort die Grundwasserneubildung unterbunden ist und das Karstgrundwasser
mit geringer Fließgeschwindigkeit seitlich zuströmt.
Abb. 2: Stratigraphische Gliederung des Tertiärs, zusammengestellt nach FAHLBUSCH (1981), GEYER & GWINNER
(1979) und SCHMIDT-KITTLER (1987).
2. Exkursionsroute
2.1 Blautopf, Blaubeuren
(TK 25 Bl. 7524, R: 35 58080, H: 53 64580)
In einer weit nach Norden in die Alb eingeschnittenen Flußschlinge der Urdonau entspringt der Blautopf als zweitgrößte, aber
wohl schönste Karstquelle der Schwäbischen Alb. Der 20,6 m tiefe Quelltrichter wird hangseits von anstehenden Jurakalken

(Untere Felsenkalke, ki 2) begrenzt. Der südliche und östliche Rand besteht aus hier bis zu 35 m mächtigen jungpleistozänen
Flußablagerungen. Am Grund des Blautopfs öffnet sich hinter der "Düse" eine von HASENMAYER auf 1,25 km Länge
ertauchte Unterwasserhöhle (Kataster-No. 7524/43), die im "Mörike-Dom" knapp vor dem derzeitigen Höhlenende über die
Karstwasseroberfläche reicht. Der vordere Teil der Höhle wurde Anfang der 60er Jahre von der Höhlenforschergruppe
Eschenbach/Göppingen auf 152 m Länge vermessen (KELLER 1963). Die Höhle verläuft nach VILLINGER (1987) knapp
über der Grenze zwischen den Unteren Felsenkalken und der Lacunosamergel (ki 2/1). Letztere bilden die Sohlschicht der
verkarsteten Massenkalke. Mit der Blauhöhle eng verbunden sind die seit einigen Jahren intensiv diskutierten
unterschiedlichen Anschauungen über das Alter der Albhöhlen. Entsprechend des aktuellen geologischen und
geomorphologischen Forschungsstands wird die Höhlenbildung in den Massenkalken der mittleren Schwäbischen Alb als
junge Verkarstung aufgefaßt, die sich mit der plio-/pleistozänen Eintiefung der Urdonau entwickelte (vgl. zusammenfassende
Bewertung in SCHEFF 1991, VILLINGER 1987; VILLINGER & UFRECHT 1989). Dagegen schließt HASENMAYER
(1984, 1986) auf eine frühtertiäre bis kreidezeitliche Verkarstung, die auf das Molassebecken ausgerichtet gewesen sein soll.
Das Alter der Blauhöhle gab HASENMAYER (1986) mit älter als 25 bis 28 Millionen Jahre an.
Der Blautopf schüttet im langjährigen Mittel (1952-1987) 2,29 m 3 /s. Das Ausmaß der Schüttungsschwankungen (NQ am
22.02.1963: 0,29 m 3 /s, HQ am 27.03.1988: 32,67 m 3 /s) wie auch die durch Markierungsversuche festgestellten maximalen
Abstandsgeschwindigkeiten von bis zu 350 m/h (Laichingen: 31.03.1952; Hochwasserverhältnisse) sprechen für einen
außerordentlich hohen Verkarstungsgrad des Gebirges. Dadurch sind in der Offenen Zone des Tiefen Karsts, zu der das
Einzugsgebiet des Blautopfs zählt, ähnliche karsthydrogeologische Verhältnisse wie im Seichten Karst am Albnordrand
gegeben.
Mit ca. 20 Markierungsversuchen (VILLINGER 1978, VILLINGER & UFRECHT 1989) gilt das 160 km 2 große
Einzugsgebiet des Blautopfs als ausgezeichnet abgegrenzt. Es erstreckt sich nach Nordwesten bis in den Raum Zainingen -
Donnstetten, nach Norden bis in den Raum Westerheim - Hohenstadt zur Karstwasserscheide Rhein/Donau. Im Osten scheint
sich das Einzugsgebiet des Blautopfs mit dem der Kleinen Lauterquelle zu überlappen.
Beim Blautopf befindet sich das Pumpwerk der 1873 gegründeten Albwasserversorgungsgruppe III (Blaugruppe), von wo aus
das aus einem Schachtbrunnen gewonnene Karstwasser zur Versorgung von neun Gemeinden auf die Alb gepumpt wurde.
Aufgrund häufiger Trübungen und starker Verkeimung des Wassers, die nicht selten Magen-Darm-Erkrankungen bei der
Bevölkerung auslöste, wurde die Förderung aus dem Schachtbrunnen 1958 aufgegeben. Die Wasserversorgung erfolgt heute
mittels Tiefbohrungen, die im Blautal bei Gerhausen niedergebracht wurden und anthropogen unbelastetes Karstgrundwasser
erschließen, das aufgrund seiner hohen Verweilzeit keimfrei ist.
2.2 Urdonautal bei Arnegg, Brunnenstein
(TK 25 Bl. 7525, R: 35 62 760, H: 53 64 040)
Die Blau durchfließt heute das durchschnittlich auf 500 m Breite und bis zu 150 m Tiefe in den Oberjura eingeschnittene
ehemalige Donautal. Die Donau verließ das Tal erst mit dem Hochstand des Rißglazials. Bei Untermarchtal brach sie in ein
Seitental der Riß aus und schlug den heutigen Lauf über Munderkingen und Ehingen nach Ulm ein. Die mittelrißzeitliche
Felssohle des ehemaligen Donaulaufs liegt heute im Raum Blaubeuren unter bis zu 35 m mächtigen, im Raum Arnegg unter
bis zu 25 m mächtigen Talsedimenten, die - abgesehen vom Donauschotter an der Basis (Mittelriß) - von der Blau (jungrißund
würmzeitlicher Auemergel und würmzeitlicher Juraschotter sowie holozäner Kalktuff und Torf; GROSCHOPF 1961)
abgelagert wurden. Mit der Talverfüllung wurde das Vorflutniveau und damit die Karstwasseroberfläche einschließlich der
Austrittspunkte von Quellen wieder auf einen prärißzeitlichen Eintiefungsstand der Urdonau angehoben, was im Karst zu
einer Reaktivierung bereits trocken gefallener Karsthohlräume und somit zu deren "Flutung" führte (Unterwasser-Tropfsteine
in der Blauhöhle; HASENMAYER 1986).
Die Urdonau entwickelte sich ab dem Obermiozän als breiter und oftmals an den Verlauf des Kliffs angelehnter Flußlauf auf
der Flächenalb. Höhenschotter in lehmiger, selten sandiger Matrix sind oberhalb Blaubeuren (Gewann Pfahläcker, Barmen,
Kühnenbuch), bei Sonderbuch und Wippingen 220 bis 240 m über der rißeiszeitlichen Felssohle erhalten. Sie sind aufgrund
der starken Verwitterung an karbonatischen Bestandteilen verarmt (Restschotter) und enthalten v.a. Gerölle alpiner Herkunft.
Die auf die "Flächenalbdonau" ausgerichteten Nebenläufe schufen auf der Kuppenalb ein weit verzweigtes und nur wenig
eingetieftes Talnetz. Für diese Muldentäler, die wir heute als Trockentäler auf der verkarsteten Albhochfläche kennen, ist
eine bevorzugte Ost- bis Südost-Richtung bezeichnend mit weit nach Westen auslaufenden Talarmen und nur kurzen
Zuflüssen aus dem Osten. Die oberirdische Entwässerung der Kuppenalb wird somit nicht nur durch den Verlauf der
Urdonau, sondern auch durch die nach Osten bis Südosten gekippte Albtafel bestimmt. Ab dem Pliozän muß die tektonische
Hebung verstärkt worden sein, da die Urdonau zunächst nach Süden abglitt, sich dann in die Albtafel einschnitt und ein tiefes
Kerbtal auszubilden begann. An den Hängen des Kerbtals auskartierbare Felsleisten (GLÖKLER 1963, 1979) dokumentieren
mehrere Eintiefungsphasen, die in erster Linie von tektonischen Kräften gesteuert worden sein müssen. Nur so ist
verständlich, wenn die Abstände zeitgleicher alter Talböden im Raum Blaubeuren, der bereits seit WAGNER (1929) als
aktives Hebungsgebiet während des Plio-/Pleistozäns ausgewiesen wurde, größer sind als zwischen Herrlingen und Ulm.
Betrachtet man die gesamte Eintiefung der Donau bis zur mittelrißeiszeitlichen Felssohle, dann fallen ca. 150 m (Werte gelten
für das Hebungszentrum im Raum Blaubeuren) noch in das Pliozän und ca. 50 m in das Altpleistozän (einschließlich
Günzeiszeit). Während der letzten 500.000 Jahre betrug die Erosionsleistung lediglich noch ca. 30 m (VILLINGER 1986),
was in etwa dem ab der Mittelrißeiszeit aufgeschotterten Abschnitt im Tal entspricht.

Abb. 3: Einzugsgebiet des Blautopfs und der Kleinen Lauterquelle, abgegrenzt durch Markierungsversuche; aus
VILLINGER & UFRECHT (1989). B: Blautopf, L: Kleine Lauterquelle.
2.3 Kleine Lauterquelle, Lautern
(TK 25 Bl. 7525, R: 35 63740, H: 53 68230)
Der Unterlauf des Kleinen Lautertals ist etwa 120 m tief in den Albkörper eingeschnitten. Die Hänge werden von den Oberen
Felsenkalken (ki 3) und Liegenden Bankkalken (ki 4) gebildet. Wie Tiefbohrungen bei Lautern ergaben, folgt die Karstbasis
(Lacunosamergel, ki 1) erst ab ca. 134 m unter Gelände (376 m ü. NN) und damit weit unterhalb der Vorflut. Das
Lautersystem gehört damit zum Tiefen Karst, und zwar aufgrund der partiellen Bedeckung der Weißjurakalke mit
Molassesedimenten in den Randbereich der überdeckten Zone.
Die Quelle der Kleinen Lauter tritt bei Lautern aus einer Felsspalte bei 510 m ü.NN aus. Sie schüttet im Mittel ca. 500 l/s.
Die niedrigste gemessene Schüttung lag bei 140 l/s. Das unterirdische Einzugsgebiet ist noch nicht zufriedenstellend
abgegrenzt, dürfte jedoch um 90 km 2 betragen. Davon überlappen sich ca. 30 km 2 mit dem unterirdischen Einzugsgebiet des
Blautopfs (VILLINGER & UFRECHT 1989).
Am Beispiel der Kleinen Lauterquelle läßt sich die mit der Eintiefung der Urdonau initiierte karsthydrographische
Entwicklung im Bereich der mittleren Schwäbischen Alb exemplarisch darstellen. Während des Pliozäns nahm das aus dem
Verlauf der Trockentäler rekonstruierte oberirdische Einzugsgebiet der Urlauter eine Fläche von 195 km 2 ein und dehnte sich
entsprechend der West-Ost-Kippung der Albtafel weit über Laichingen nach Westen und Nordwesten aus (UFRECHT 1987).
An das Lautersystem schloß nach Westen ein Gebiet zwischen Feldstetten und Donnstetten an, das über das Ur-Tiefental bei
Weiler direkt zur Urdonau entwässerte. Zwischen beiden Flußgebieten eingezwängt verblieb nordwestlich von Blaubeuren
lediglich eine kleine Fläche von 11 km 2 , die einem Vorläufer des Blautopfs als Einzugsgebiet zugeordnet werden kann. Durch
die starke Tiefenerosion der Urdonau setzte die unterirdische Verkarstung ein. Die Flußläufe der Albhochfläche fielen
spätestens bis zum Mittelpliozän trocken. Dennoch blieb die unterirdische Entwässerung wohl zunächst noch im
Einflußbereich des Lautersystems (UFRECHT 1987). Erst allmählich richtete sich die unterirdische Entwässerung im Bereich
der Laichinger Alb auf einen neuen kürzeren Weg mit folglich größerem hydraulischen Gefälle zur Vorflut aus. Daraus
entwickelte sich die hydraulische Wirksamkeit des Blautopfsystems, das der Kleinen Lauter mehr und mehr deren
Einzugsgebiet strittig machte. Der Wechsel der unterirdischen Abflußrichtung klingt im Grenzbereich zwischen den
Einzugsgebieten von Blautopf und Kleiner Lauter bis heute nach, wie die Markierungsversuche Laichingen-Nord,

Westerheim und Machtolsheim mit Austritten im Blautopf und in der Kleinen Lauterquelle gezeigt haben (VILLINGER &
UFRECHT 1989).
Mit dem fortschreitenden Verkarstungsprozeß verlagert sich der Quellaustritt der Kleinen Lauter wahrscheinlich schrittweise
talabwärts in Richtung auf die Hauptvorflut. VILLINGER (1975) sieht die aktuelle Quellposition lediglich als momentanes
Entwicklungsstadium, da die Kleine Lauter oberhalb Herrlingen bereits Bachwasser an den Karstwasserkörper verliert und
das Trockenfallen des Oberlaufs somit bereits vorbestimmt ist.
Abb. 4: Abgrenzung von Paläo-Einzugsgebieten im Gebiet der Laichinger und Blaubeurer Alb (aus UFRECHT 1987).
2.4 Steinbruch Lautern, Kleines Lautertal
(TK 25 Bl 7525, R: 35 65625, H: 53 66900)
Im Steinbruch Reischle werden die Oberen Felsenkalke (ki 3) und Liegenden Bankkalke (ki 4) zur Schottergewinnung
abgebaut. Sie stehen durchweg als Massenkalke mit unterschiedlichem Dolomitisierungsgrad an. Die im Steinbruch
aufgeschlossene Schichtenfolge ist nur ein Teil der am Albsüdrand anstehenden verkarstungsfähigen und den
zusammenhängenden Karstgrundwasserleiter bildenden Oberjurakalke. Zusammen mit den unter der Talsohle bis zur
Karstbasis folgenden Kalksteinserien addiert sich die Gesamtmächtigkeit auf ca. 250 m. Die darüber abgelagerten
Zementmergel (ki 5) und Hangenden Bankkalke (ti 1) mußten auf der Flächenalb bereits bis zum obersten Eozän abgetragen
worden sein (Ausbildung der prächattischen Landoberfläche), da im Steinbruch Lautern ebenso wie in Steinbrüchen der
Umgebung (Ehrenstein, Arnegg, Herrlingen) fossilführende Karstspaltenfüllungen unteroligozänen Alters vorkommen. Die
Fauna von Lautern ist durch insgesamt 29 isolierte Zähne von Wirbeltieren, ein Unterkieferfragment mit zwei Zähnen sowie
vier zahnlose Unterkieferfragmente belegt. Trotz der insgesamt geringen Fundzahlen ist eine stratigraphische Zuordnung der
Fauna in das Unteroligozän (Niveau von Escamps, MP 19; ZIEGLER & HEIZMANN 1991) möglich. Weitere
Spaltenfüllungen auf der Ulmer Flächenalb konzentrieren sich vor allem auf das Unter- und Mitteloligozän. Da mit der
Spaltenfüllung nicht das Alter der Karstspalte datiert wird, sondern lediglich der Zeitraum der Verfüllung (DEHM 1961),
kann auf eine überregional wirksame Plombierungsphase des Karsts zu dieser Zeit geschlossen werden. Die Plombierung
erfolgte bei geringem Flurabstand des Grundwasserspiegels, bedingt durch Meeresspiegelhochstand im nach Süden
vorgelagerten Molassetrog oder infolge abgesenkter und tiefliegender Albtafel.

Nach mehreren Millionen Jahren festländischer Verwitterung setzte in zahllosen flachen Seen und Wasserläufen die
Sedimentation der Unteren Süßwassermolasse (hier Ulmer Schichten) ein, die in Lautern aufgrund ihres Fossilinhalts in das
Untermiozän (Aquitanium, MN 1; ZIEGLER & WERNER 1994) zu stellen ist. Die in Lautern auf Oberjura lagernden bunten
Tone werden von dickbankigen Süßwasserkalken und Mergeln überdeckt. Das hügelige Erosionsrelief der prächattischen
Landoberfläche wurde während der Sedimentation weitgehend ausgeglichen. Daher schwanken auch die primären
Mächtigkeiten der tertiären Bedeckung beträchtlich.
2.5 Burdigales Kliff
(TK 25 Blatt 7525, R: 35 61600, H: 53 72800)
Die Klifflinie ist als markante Steilstufe von ca. 30 bis 50 m Höhe über die ganze Alb verfolgbar. Sie entstand, als das Meer
der Oberen Meeresmolasse auf die Alb vorstieß und durch Brandungserosion eine Steilküste schuf. Ihr ist nach Süden eine
mehrere Kilometer breite Abrasionsfläche (Brandungsschorre) vorgelagert, die in die prächattische Landoberfläche
eingeschnitten ist. Die Transgression auf die Albtafel erfolgte wahrscheinlich in drei Zyklen, wobei die letzte zumindest auf
der Ostalb noch über die Klifflinie nach Norden hinweggriff (GALL 1975). Die damit angezeigte tektonische Tieflage der Alb
bestand auch noch in der folgenden Zeit der Oberen Süßwassermolasse. Das Ausmaß der ab dem Obermiozän einsetzenden
Hebung, mit der die Abtragung der Molassesedimente und Exhumierung des Weißjuras einherging, ist in der Verstellung der
einst auf Meeresspiegelniveau entstandenen Klifflinie erkennbar, die auf der Westalb gegenüber der Ostalb um ca. 450 m
höher liegt.
Nördlich der Klifflinie erstreckt sich die Kuppenalb mit hügeligen, ca. 40 bis 50 m über die Trockentäler reichenden
Geländeformen. Südlich davon folgt die Flächenalb als donauwärts geneigte flachwellige Ebene. Sie wurde erst mit der
Eintiefung der Urdonau zerschnitten.
2.6 Laichinger Tiefenhöhle
(TK 25 Bl. 7524, R: 35 51320, H: 53 71420)
Die Laichinger Tiefenhöhle (1,5 km SSE Laichingen) wurde im Herbst 1892 von Johann Georg MACK beim Schürfen nach
Dolomitsand entdeckt. Mehrere Laichinger Bürger beteiligten sich an der gleich nach der Entdeckung begonnenen
Erforschung der Höhle. Bereits 1906 war eine 12-köpfige Gruppe bis auf 80 m Tiefe zum "See" vorgestoßen
(Erforschungsgeschichte vgl. FRANK et al. 1992). Ab 1894 wurden mehrere Vereine zur Erforschung und Erschließung der
Höhle gegründet. Seit 1947 betreut der Höhlen- und Heimatverein Laichingen e.V. die Höhle. Heute zählt sie mit 80 m Tiefe,
1253 m Länge (davon 320 m langer und 55 m tiefer Schauteil) zu den bedeutendsten Höhlen der Schwäbischen Alb.
In der überwiegend vertikal orientierten Höhle mit bis zu 45 m langen Schächten sind in 35 bis 45 m Tiefe Hallen und
Horizontalgänge anzutreffen, die mit einer Dominanz der Gangrichtung um WSW-ENE auf eine alte Abflußrichtung zum
Langen Tal-Kleinen Lautertal hinweisen. Die Horizontalgänge sind an Nebenkluftscharen angelegt, die jedoch den
karsthydrographisch günstigsten Abfluß zur Vorflut bei größtem Druckgefälle ermöglichen (GLÖKLER & UFRECHT 1983).
Die Hauptklüfte streichen NNE-SSW. Die höhenmäßige Übereinstimmung mit Terrassenresten im o.g. Talzug, die mit der
ersten deutlichen Eintiefungsphase der Urdonau unter Kerbtalbildung gleichzusetzen sind, läßt eine zeitliche Einstufung
dieses Höhlenniveaus in das Mittelpliozän zu (VILLINGER & UFRECHT 1989). Nach einem 1994 von Jochen
HASENMAYER in Laichingen gehaltenen Vortrag soll die Laichinger Tiefenhöhle bereits vor 40 bis 50 Millionen Jahren
(1990: älter als 35 Mio Jahre) entstanden sein.
Die Höhle liegt in den massig ausgebildeten Unteren Felsenkalken (ki 2.3 und ki 2.4), die vor allem im Eingangsteil
dolomitisiert sind. Eine geologische Kartierung der Faziesverhältnisse ist derzeit in Arbeit.

Abb. 5: Geologische und geomorphologische Position der Laichinger Tiefenhöhle im Vergleich zur Blauhöhle bei
Blaubeuren. (Kurzbezeichnungen der Weißjura-Formationen vgl. Abb. 1, USM: Untere Süßwassermolasse, OMM: Obere
Meeresmolasse, SBM: Süßbrackwassermolasse, OSM: Obere Süßwassermolasse).
2.7 Kläranlage Laichingen
(TK 25 Bl. 7524, R: 35 52070, H: 53 73180)
Die Kläranlage liegt im Osten von Laichingen am Nordrand eines Trockentals, das zum Paläo-Flußsystem der Kleinen Lauter
gehört. Im Bereich der Kläranlage sind während diverser Baumaßnahmen zahlreiche Karststrukturen und die vier bis zu 17 m
tiefen Krempenschächte angeschnitten worden. Die geklärten Abwässer, die täglich in einer Menge von 2000 m 3 anfallen,
werden in die Krempenschächte II (7524/49a) und IV (7524/96) und damit direkt in die ungesättigte Zone des
Karstgrundwasserkörpers eingeleitet. Die Karstwasseroberfläche dürfte etwa 100 bis 120 m unter Gelände liegen.

Abb. 6: Karstzonen im Ostteil der mittleren Schwäbischen Alb, aus VILLINGER (1978). G: Gosquelle, B: Blautopf, L:
Kleine Lauterquelle.
Zur Klärung der karsthydrogeologischen Situation wurden in Laichingen am 02.06.1986 zwei Markierungsversuche
durchgeführt. Dabei erfolgte die Eingabe von 15 kg Pyranin im Krempenschacht II der Kläranlage Ost und zeitgleich die
Eingabe von 5 kg Uranin in der Schluckstelle der ehem. Kläranlage Nord (Tropfkörperschacht, 7524/110), die heute noch den
Überlauf eines Regenrückhaltebeckens aufnimmt (VILLINGER & UFRECHT 1989). Die Ergebnisse der
Markierungsversuche belegen eine Zugehörigkeit des Raums Laichingen zum Einzugsgebiet des Blautopfs bei Blaubeuren.
Unter den 19 beobachteten Quellen und Brunnen in den Tälern am Nord- und Südrand der Alb wurde Pyranin ausschließlich
im Blautopf nachgewiesen. Der Farbdurchgang setzte 74,5 Stunden nach Eingabe des Tracers ein, was einer maximalen
Abstandsgeschwindigkeit von 141 m/h entspricht. Am frühen Morgen des 07.06. war im Blautopf visuell eine Grünfärbung
durch Uranin festzustellen. Der extrapolierte Farbdurchgang begann schon am Vortag etwa 72 Stunden nach der Eingabe. Die
maximale Abstandsgeschwindigkeit ergibt sich zu 157 m/h. Eindeutige Uranindurchgänge wurden auch in der Quelle der
Kleinen Lauter und im benachbarten Tiefbrunnen V Lautern festgestellt. Die maximale Abstandsgeschwindigkeit zur
Lauterquelle war mit 253 m/h sogar deutlich höher als zum Blautopf. Hier macht sich die ehemalige, genetisch ältere
Hauptabflußrichtung nach Osten bemerkbar (UFRECHT 1987).
Die Schüttung des Blautopfs betrug im Versuchszeitraum zwischen 3 und 4,8 m 3 /s. Während eines im März 1952
durchgeführten Versuchs (EISSELE 1957), bei dem im Tropfkörperschacht 5 kg Uranin eingegeben wurden, lag die
Schüttung infolge starker Niederschläge bei bis zu 12,8 m 3 /s. Dadurch beschleunigt lag die maximale
Abstandsgeschwindigkeit bei ca. 350 m/h - der höchste Wert, der bisher im Blautopf-Einzugsgebiet festgestellt wurde.
2.8 Unterdrackenstein

(TK 25 Bl. 7424, R: 35 49400, H: 53 80380)
Am Albnordrand sind die jungen rheinisch orientierten Gewässer gegen das Schichtfallen bis zu 50 m unter die als Karstbasis
fungierenden Impressamergel (ox 1) in die Albtafel eingeschnitten. Daher reihen sich am Albtrauf und an den Talhängen
zahlreiche Schicht- und Überlaufquellen über der nicht verkarstungsfähigen Sohlschicht auf (Seichter Karst). Die
Lacunosamergel (ki 1), die am Albsüdrand die Basis des Karstgrundwasserstockwerks bilden, sind hier durchlässig und
bereichsweise auch verkarstet, so daß keine Trennung zwischen den Wohlgeschichteten Kalken (ox 2) und den Felsenkalken
bzw. Liegenden Bankkalken (ki 2-4) besteht.
Neben Filsursprung und Todsburgquelle ist auch die Gosquelle (Quelle beim Hirsch) in Unterdrackenstein eine typische
Schichtquelle im Seichten Karst. Ihre mittlere Schüttung beträgt zusammen mit einem weiteren Quellaustritt (Quelle bei der
Mühle) ca. 60 bis 90 l/s. Ihr Einzugsgebiet erstreckt sich nach Südosten bis zur Autobahn A8. Nach zwei
Markierungsversuchen liegen die maximalen Abstandgeschwindigkeiten des kurzfristigen Karstgrundwassers bei 104 bis 110
m/h (Versuch Widderstall; FRANZ in KRAUTTER 1995). Quelltrübungen und bakteriologische Beeinträchtigungen sind
daher keine Seltenheit.
In einem kleinen Aufschluß am Ortsrand von Unterdrackenstein stehen die Impressamergel (ox 1, Mergel, Mergelkalk- und
Kalksteinbänke) und die Wohlgeschichteten Kalke (ox 2, gleichförmige Wechselfolge von Kalksteinbänken mit dünnen
Mergellagen) an. Die Grenzziehung erfolgt mit der im Aufschluß gut auffindbaren Fukoiden-Bank (Freß- bzw. Wohnbauten
mariner Würmer).
Die Gosquelle baute in der Nacheiszeit vom Talrand aus eine mächtige Kalktuffbarre auf, welche die pleistozäne Talsohle um
rund 40 m überragt (DAHLHELM 1982). Im Kalktuffklotz befinden sich das Totenloch (7424/05 A, Horizontallänge 38 m)
sowie die Unterdrackensteiner Tuffhöhle (7424/05 B, Horizontallänge 11 m; Bearbeitung und Vermessung durch HFG
Kirchheim). Die postglaziale Kalktuffbildung in den Tälern am Albnordrand wurde eingehend von GROSCHOPF (1952)
untersucht. Er stellte den Beginn der Kalktuffbildung in das Präboreal (ca. 7000 Jahre v. Chr.) und die Hauptphase der
Tuffausscheidung in das Atlantikum (Eichenmischwaldzeit, ca. 5000 bis 3000 Jahre v. Chr.). Sicherlich erfolgte in den Tälern
am Nord- und Südrand der Alb auch während der Interglaziale Kalktuffbildung (z.B. Schmiechtal bei Blaubeuren, DEHM
1951). Diese Vorkommen sind jedoch weitgehend der späteren Abtragung zum Opfer gefallen, wie z.B. aufgearbeitete
Kalktuffe in pleistozänen Wippberg-Schottern der Erms (75 m über der heutigen Talsohle; GWINNER 1974) zeigen.

Abb. 7: Geologische Karte des Randecker Maars und der Schopflocher Torfgrube
(1: Albtrauf, 2: Weißjura, 3: leichte Lehmüberdeckung, 4: Alblehm, 5: Torfmoor, 6: Dolinen (mit Zulauf), 7:
"Blockschichten", 8: Marfüllung mit Dysodilschichten, 9: geomagnetisch festgestellte Tuffschlote), aus GEYER & GWINNER
(1979).
2.9 Randecker Maar
(R: 35 39020, H: 53 82050)
Während des Mittelmiozäns kam es auf der Urach-Kirchheimer Alb im Vergitterungsbereich der Großstörungssysteme
Schwäbisches Lineament, Fildergraben und Filstalmulde zum Austritt von Gastuffgemischen, die an tektonischen
Schwächezonen Schlote, seltener auch Gänge (z.B. der 1,5 km lange Grabenstetter Gang bei der Falkensteiner Höhle)
ausräumten. Die Schlotfüllung besteht aus SiO2-armem und feldspatfreiem Vulkantuff, überwiegend jedoch aus den
Gesteinen des durchschlagenen Grund- und Deckgebirges. Zur Förderung von liquidmagmatischem Material kam es nur
vereinzelt, weshalb die Schlote seit BRANCO als Vulkanembryonen bezeichnet werden. Mit abklingender Gasexhalation
sackten die Schlotfüllungen ab und wurden in einer abschließenden Hydrothermalphase zu einer Schlotbreccie verkittet.
Aus den in der Schlotfüllung schwimmenden Gesteinen kann nicht nur die Petrographie des Grundgebirges im Bereich der
mittleren Alb abgeleitet werden. Darüberhinaus sind in ihr auch Komponenten der durchschlagenen Deckgebirgsschichten
konserviert, die heute im Umfeld der Schlote schon abgetragen sind. Durch ein derartiges Vorkommen von Kalksteinen der

Wohlgeschichteten Kalke (ox 2) in der Schlotfüllung des Scharnhauser Vulkans bei Stuttgart, in dessen Umfeld heute der
Mittelkeuper ansteht, ist noch im Mittelmiozän die Verbreitung der Weißjuragesteine ca. 20 km nördlich des heutigen
Stufenrands belegt. Möglicherweise hat dabei aber die tektonische Tieflage der Schichten im Fildergraben eine Rolle gespielt.
Unter den 356 bekannten Eruptionspunkten im Urach-Kirchheimer Vulkangebiet ("Schwäbischer Vulkan") ist das Randecker
Maar mit ca. 1 km Durchmesser das bedeutendste. Über den abgesackten Tuffen entstand ein Maarsee, in dem in mehreren
Phasen (JANKOWSKI 1981) mächtige, z.T. fossilreiche Süßwassersedimente abgelagert wurden. Unter dem umfangreichen
Fossilfundgut mit ausgezeichnetem Erhaltungsgrad ist eine Fledermaus (Gattung Tadarida, WESTPHAL 1967) zu nennen,
die in Anlehnung an die Funde im Böttinger Thermalsinterkalk (WESTPHAL 1959) der Familie der Bulldogg-Fledermäuse
(Molossidae) zugeordnet werden kann.
Durch rückschreitende Erosion am Albtrauf ist das Randecker Maar durch den Zipfelbach halbseitig nach Norden geöffnet
worden. Die Seesedimente werden ausgeräumt.
2.10 Torfgrube Schopfloch
(TK 25 Bl. 7423, R: 35 38500, H: 53 80600)
Die Entstehung des auf der Alb einmaligen Hochmoors zwischen Ochsenwang und Schopfloch geht nicht nur auf den
wasserstauenden Untergrund aus Vulkantuff, sondern auch auf außerordentlich hohe Niederschläge am Steilabfall der Alb
(mehr als 1000 mm) zurück. Nach pollenanalytischen Untersuchungen durch BERTSCH (zitiert nach DANGL et al. 1994)
setzt die Hochmoorbildung nacheiszeitlich über tertiären und pleistozänen Seeablagerungen (Mudde) ein. Das
Pollenspektrum zeichnet die holozäne Waldgeschichte über die Kiefern-, Hasel- und Eichenmischwaldzeit zur Buchenzeit
nach. Das bis zu vier Meter mächtige Hochmoor wurde in mehreren Phasen ab 1784 nahezu vollständig abgebaut. Seit 1941
stehen die Reste des Hochmoors unter Naturschutz.
Vom Hochmoor gehen kleinere episodische Bachläufe ab, die am Kontakt zwischen Vulkantuff und verkarstungsfähigem
Weißjurakalkstein in Erdfällen versickern (GEYER & GWINNER 1979).
2.11 Trockental Pfulb
(TK 25 Bl. 7423, R: 35 39700, H: 53 77100)
Am Haltepunkt "Pfulb" stehen zwei grundsätzlich verschiedene Talformen eng nebeneinander: hier das enge rheinische Tal
der Großen Lauter, die sich vom Albvorland rückschreitend tief in den Albkörper einschneidet, dort das gefällsschwache
muldenförmige danubische Tal. Letzteres läuft als "geköpftes Tal" am Albtrauf etwa 240 m über dem rheinischen Talboden
aus. Der alte danubische Talverlauf läßt sich trotz dessen Zerschneidung am Albtrauf gut rekonstruieren. Der Ursprung liegt
nach WAGNER (1963) im Randecker Maar und läuft südwärts über Schopfloch nach Gutenberg. Dort biegt das Tal in die
West-Ostrichtung über die "Pfulb" in das Hasental (710 m ü.NN) um. Dessen Fortsetzung bis zur Einmündung in das
Urlonetal bei Amstetten (nahe Geislingen) ist im Raum Wiesensteig - Mühlhausen - Geislingen durch die neckartributäre Fils
zerstört.
Der Kampf um die Wasserscheide Rhein/Donau geht bis in das Alttertiär zurück, als mit der Einsenkung des
Oberrheingrabens eine neue Erosionsbasis entstand. Der Hauptangriff auf das danubische System erfolgte jedoch erst im
Pliozän mit der Entstehung des Neckars, der sich große Teile des Einzugsgebiets der Urlone zu eigen machte. Im Zuge der
rezenten Verkarstung wird die Karstwasserscheide auf Kosten der Quelleinzugsgebiete im Tiefen Karst sukzessive nach
Süden verlagert.
3. Schriftenverzeichnis
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Schopflocher Torfmoor. Kleiner Führer durch das Naturschutzgebiet. - 79 S., 32 Abb.; Kirchheim/Teck (Verlag
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DEHM, R. (1961): Spaltenfüllungen als Lagerstätten fossiler Landwirbeltiere. - Mitt. Bayer. Staatsslg. Paläont. hist. Geol., 1:
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FRANK, R., GRÄSSLE, R. & UFRECHT, W. (1992): 100 Jahre Laichinger Tiefenhöhle - Chronologie ihrer Erforschung und
Erschließung. - Festschrift 100 Jahre Laichinger Tiefenhöhle, 73 S., zahlr. Abb., 2 Pläne; Laichingen.
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