Mittlere und Westliche Alb

Die zwischen Spaichingen und den Hochlagen östlich von Albstadt gelegene Westliche Alb wird im Süden durch das Durchbruchstal der Donau begrenzt, das bereits zur BGL Baaralb, Oberes Donautal, Hegaualb und Randen gerechnet wird. In der Naturräumlichen Gliederung Deutschlands (Meynen & Schmithüsen, 1955) wird die Westalb auch als „Hohe Schwabenalb“ bezeichnet. Außerdem ist für dieses Gebiet, in dem die Schwäbische Alb aufgrund der tektonischen Hebung ihre höchsten Höhen zwischen 800 und 1000 m ü. NHN erreicht, auch der Name „Großer Heuberg“ gebräuchlich. Der höchste Berg der Alb mit 1015 m ü. NHN ist der Lemberg bei Gosheim. Er ist Teil eines vor der eigentlichen Albhochfläche liegenden Komplexes von Ausliegerbergen.

Eine viel größere Ausdehnung besitzt die östlich anschließende Mittlere Alb. Sie erreicht überwiegend Höhenlagen zwischen 700 und 800 m ü. NHN und ist in die Kuppenalb und die im Süden angrenzende Flächenalb zu unterteilen. Als Folge der Verkarstung ist die Albhochfläche frei von Fließgewässern. Der Albkörper wird aber durch mehrere tief eingeschnittene Flusstäler zerschnitten. Bära, Schmeie, Lauchert und Große Lauter entwässern den größten Teil der Mittleren und Westlichen Alb nach Südosten zur Donau hin. Die zum Neckar entwässernden Flüsse auf der Traufseite haben sich zwar stark eingetieft, aber ihre Täler reichen (abgesehen vom Filstal) nicht weit in den Albkörper hinein (Schlichem, Eyach, Starzel, Steinlach, Echaz, Erms, Lauter). Wegen der starken Verkarstung dehnt sich allerdings ihr unterirdisches Einzugsgebiet nach Süden über die oberirdische Wasserscheide hinaus.

Die Bodenkarte für die BGL Mittlere und Westliche Schwäbische Alb beruht im Wesentlichen auf einer Übersichtskartierung sowie auf der Auswertung von Bodenschätzungskarten, Forstlichen Standortskarten und Geologischen Karten. Für das Gebiet der Kartenblätter 7521 Reutlingen, 7619 Hechingen und 7421 Metzingen konnte die Bodenkarte 1 : 25 000 herangezogen werden (Fleck, 1992d; Rilling & Busch, 2003; Kösel, 2004a). Darüber hinaus wurden die Daten mehrerer älterer Projektkartierungen verwendet. Für das Gebiet der Balinger Berge lag eine Bodenkarte 1 : 20 000 von Agsten (1977) vor. Die unterschiedlichen methodischen Ansätze bedingen mehr oder weniger starke Abweichungen zu den GIS-generierten Bodenkarten von Köberle & Köberle (2002) und Köberle (2005a, b).

Am Steilanstieg zum Albtrauf bilden Mergelsteine des Unteren Oberjuras (Impressamergel-Formation, früher: Weißjura alpha) gleichmäßig geböschte, von Gesteinsschutt aus höheren Schichten überdeckte, steile Hänge. Meist reichen die Hangschuttdecken aus Oberjuramaterial auch noch weit in den Mitteljura hinab. Die Impressamergel-Formation besteht aus einer Wechselfolge von Mergelsteinen und Mergelkalksteinen, in die im oberen Bereich zunehmend Kalksteinbänke eingeschaltet sind.

Die Karbonatgesteine des Oberen Oberjuras (früher: Weißjura zeta) sind in weiten Bereichen der Flächenalb verbreitet, kommen aber auch in tektonischer Tieflage auf der Kuppenalb im Raum Bad Urach/Römerstein/Münsingen sowie beispielsweise nördlich von Trochtelfingen oder im Zollerngraben östlich von Albstadt vor. Es handelt sich entweder um Massenkalke (Oberer Massenkalk) oder um gebankte Kalksteine mit Mergelsteinlagen. Die Liegende-Bankkalk-Formation (Weißjura zeta 1) besteht aus grauen dezimetermächtigen, örtlich plattigen Kalksteinbänken mit Kalkmergelstein-Zwischenlagen. Nach oben geht sie in die grauen schiefrigen Mergelsteine der Zementmergel-Formation (früher: Weißjura zeta 2) über, in die im mittleren Teil metermächtige Kalksteinbänke eingeschaltet sein können. Die Zementmergel sind in schüsselartigen Wannen zwischen den Massenkalkstotzen abgelagert worden (Zementmergelschüsseln). An vielen Stellen der Flächenalb bilden sie im Bereich von Flachlagen und schwach bis mittel geneigten Hängen die Oberfläche. Im Bereich der Kuppenalb treten sie v. a. im Raum Münsingen/Römerstein/St. Johann auf. Auf der östlichen Mittleren Alb werden die Liegende-Bankkalk-Formation und die Zementmergel-Formation durch die Mergelstetten-Formation vertreten, in der Mergel- und Bankkalkfazies mehrfach übereinander und nebeneinander wechseln. Den oberen Abschluss im Jura der Schwäbischen Alb bildet die Hangende-Bankkalk-Formation mit dezimetermächtigen Kalksteinbänken, in denen untergeordnet mergelige Zwischenlagen vorkommen können. Die Bankkalke des Oberen Oberjuras bilden innerhalb der hügeligen Kuppenalb eher flachwellige Landschaftsabschnitte.

Vermutlich ab der Oberkreide und während des Alttertiärs bildete sich im Bereich der Schwäbischen Alb unter tropischen Klimabedingungen ein ausgedehntes Flachrelief heraus (Rumpffläche), das von einer mächtigen Verwitterungsdecke überzogen war. Die ältesten erhaltenen Bildungen aus umgelagertem kaolinitischem Bodenmaterial stammen aus dem Eozän. Es handelt sich bei diesen sog. Bohnerztonen um oft rotbraune bis ockergelbe, tonige Substrate, die in wechselndem Maße Eisenkonkretionen (Bohnerze) führen. Oft enthalten sie auch Beimengungen von Quarzsand, der eine hohe Verwitterungsintensität aufweist und vermutlich Reste umgelagerter kreidezeitlicher Sedimente darstellt (Borger, 1990). Bohnerzton findet sich heute, oft auch umgelagert und zusammen mit jüngeren Rotlehmen, in den zahlreichen Karstschlotten der Kuppenalb. Im Bereich der Flächenalb treten Bohnerztone in Karstsenken und Dolinen auf, wo sie von jüngeren Ablagerungen überdeckt sind. Flächenhaft sind sie dort verbreitet, wo sie lange Zeit durch Molasseüberlagerung vor der Abtragung geschützt waren (z. B. BGL Hegaualb). Der Bohnerzabbau war früher über lange Zeit von großer wirtschaftlicher Bedeutung (Zillenbiller, 1975; Scheff, 2006).

Die Südöstliche Alb und die Hegaualb sind heute noch großflächig mit Molassesedimenten bedeckt. In der BGL Mittlere und Westliche Alb sind im Bereich der Flächenalb nur noch wenige isolierte Reste erhalten. Es handelt sich dabei um geröllführende Mergel der Jüngeren Juranagelfluh (Obere Süßwassermolasse) bei Stetten am kalten Markt, Winterlingen und Langenenslingen, die im Untermiozän in großen Schwemmfächern von Norden ins Molassebecken geschüttet wurden. Hinzu kommen kleine Vorkommen von Mergeln und Karbonatgesteinen der Oberen Meeresmolasse bei Stetten am kalten Markt, Winterlingen und Beuron-Hausen.

Die zahlreichen Vulkanschlote auf der Uracher und Kirchheimer Alb sind Zeugen des Vulkanismus im Miozän vor ca. 17 Mio. Jahren. Sie bestehen überwiegend aus Tuffbrekzien, die neben vulkanischem Material (Olivinmelilithe) sehr viel Gestein aus dem durchschlagenen Gebirge enthalten. Im Albvorland wurden die Schlote nach Abtragung des umgebenden weicheren Tongesteins als Bergkegel herauspräpariert. Auf der Albhochfläche, wo sie von härterem Kalkstein umgeben sind, bilden sie dagegen überwiegend Hohlformen. Bei der bekanntesten Bildung, dem Randecker Maar, handelt es sich um den Erosionsrest eines großen Sprengtrichters, der einen abflusslosen See enthielt. Reste der Seesedimente sind heute noch vorhanden.

Auf der Kuppenalb überwogen bis ins mittlere Pliozän oberflächennahe Lösungsprozesse im seichten Karst. In flachen Tälern, die die Vorformen der späteren Trockentäler darstellten, konnte das Wasser nach Süden abfließen. Mit der danach folgenden Eintiefung des Neckar‑ und Donausystems drang die Verkarstung tiefer in den Untergrund vor. Der Oberflächenabfluss wurde weniger und es bildeten sich Trockentäler, Klüfte und Höhlen. Als Folge der starken Abtragung und Stufenrückverlegung am Albtrauf sind die pliozänen Täler am Albtrauf heute „geköpft“ und streichen als wasserlose Talböden an der Traufkante aus.

Anhaltende Hebung und der Wechsel von Kalt‑ und Warmzeiten führten im Pleistozän zu weiterer Taleintiefung mit der Folge, dass immer mehr Seitentäler oder auch jungtertiäre Karsthöhlen wie die Bärenhöhle trockenfielen. Im Bereich der am stärksten herausgehobenen Westalb wurde die Flächenalb durch die junge, zur Donau gerichtete Zertalung stark zerschnitten, so dass der ursprüngliche Charakter einer Flachlandschaft weitgehend verloren ging. Im Hochglazial wurden die Trockentäler durch den Permafrost abgedichtet, was zu einer fluvialen Reaktivierung und Tieferlegung der Talböden führte. Periglaziale Abtragungsprozesse hinterließen Fließerden und Hangschuttdecken.

Am Albtrauf erfolgte außerdem starke Abtragung durch Massenverlagerungen. Ursache für die Rutschungen war neben den Tongesteinen an Unter‑ und Mittelhängen die starke Zerschneidung der Landschaft durch die Neckarnebenflüsse. Diese überwinden vom Albrand bis zum teilweise nur 10 km entfernten Neckartal einen Höhenunterschied von bis zu 600 m. Dass im Holozän, wenn auch in abgeschwächtem Maße, weitere Rutschungen folgten und diese auch heute noch stattfinden, beweist beispielsweise die große Rutschung am Hirschkopf bei Mössingen im Jahr 1983 (Bibus, 1986b).

In der Legende zur BGL Mittlere und Westliche Alb werden auch einzelne Bodeneinheiten auf Glazialablagerungen beschrieben. Diese befinden sich im Übergangsbereich zu den Altmoränen des rißzeitlichen Rheingletschers, der zwischen Sigmaringen und Riedlingen über die Donau bis auf die Alb vorgedrungen ist. Im Laucherttal hat dies zum Aufstau eines Sees geführt, dessen Sedimente heute in Resten noch vorhanden sind. Eine rißzeitliche Vergletscherung auf der hohen Westalb, wie sie früher postuliert wurde (Hantke et al., 1976; Rahm, 1981), ist nach Schreiner (1979b) und Münzing (1987) auszuschließen. Allerdings gibt es in den höheren Lagen der Westlichen und Mittleren Alb viele kaltzeitlich entstandene ost‑ und nordostexponierte nischenförmige Firnmulden (Wolff, 1962; Dongus, 1977, S. 114; Schweizer, 1994, S. 63; Gwinner & Hafner, 1995, S. 46).

Ausführliche Erläuterungen zu den hydrogeologischen Verhältnissen der Mittleren Alb finden sich in der Regionalbeschreibung Mittlere Alb bzw. in den entsprechenden untergeordneten Seiten.

Das Karbonatgestein wird durch saures Sickerwasser gelöst. Als Rückstand bleibt der geringe silikatische Anteil des Gesteins zurück. Es handelt sich dabei um einen meist gelblich braunen oder rötlich braunen, steinfreien Ton (Rückstandston), dessen Entstehung äußerst langsam vor sich geht. Man nimmt an, dass in der Hauptbildungszeit unserer Böden, in den letzten 10 000 Jahren, etwa 40 cm Kalkstein aufgelöst wurden, die einen Lösungsrückstand von nur wenigen cm hinterlassen haben. Allerdings ist auch anzunehmen, dass im Pleistozän physikalisch vorverwitterter Kalksteinschutt weit verbreitet war, in dem die Lösungsverwitterung deutlich schneller voranschritt. Auch bei der Verwitterung von tonigen Kalksteinen und Kalkmergelsteinen kann sich in einem kürzeren Zeitraum Feinboden bilden. Dennoch ist davon ausgehen, dass sehr mächtiger Rückstandston teilweise schon in den Warmzeiten des Eiszeitalters entstanden ist und oft auch Bodenmaterial aus dem Tertiär enthält. Eine örtliche Beimengung von Bohnerzkonkretionen ist häufig ein Indiz für die Aufarbeitung von älterem Bodenmaterial aus Karstschlotten oder anderen Vorkommen (Bleich, 1994). In den Kaltzeiten des Pleistozäns wurde der Rückstandston vielfach solifluidal abgetragen und in Hohlformen und an Unterhängen akkumuliert. Dabei fand oft eine Vermischung mit Kalksteinschutt oder Lösslehm statt. Als Folge dieser Prozesse findet man den Rückstandston in größerer Mächtigkeit heute nur noch in erosionsgeschützten Reliefpositionen und als ein von jüngeren Sedimenten überdecktes Umlagerungsprodukt in Mulden und Trockentälern.

Für die Bodenbildung ist entscheidend, dass die Karbonatgesteine häufig von geringmächtigen lösslehmhaltigen Deckschichten aus dem jüngeren Pleistozän überlagert werden. 2 bis ca. 10 dm mächtige, lösslehmhaltige Fließerden überdecken oft das Karbonatgestein bzw. den meist nur geringmächtigen Rückstandston der Karbonatgesteinsverwitterung. Die oberste Fließerde wird als Decklage bezeichnet (entspricht „Hauptlage“ nach KA5, Ad-hoc-AG Boden, 2005a). Sie unterscheidet sich aufgrund ihrer äolischen Bestandteile durch einen deutlich höheren Schluffgehalt vom liegenden Rückstandston. Entsprechend der Auftautiefe während ihrer Bildung in der Jüngeren Tundrenzeit ist für die Decklage eine Mäch­tigkeit von 30–60 cm charakteristisch. Auf den landwirtschaftlich genutzten Flächen der Alb ist sie durch Bodenerosion meist erheblich reduziert oder vollständig der holozänen Erosion zum Opfer gefallen. Oft sind nur noch Reste des schluffreichen Materials in den Pflughorizonten der Ackerböden enthalten. Selbst in den heute bewaldeten Bereichen ist die Decklage oft erodiert oder nur noch als 10–30 cm mächtiger schluffhaltiger Oberboden nachzuweisen, was auf Bodenerosion infolge anthropogener Eingriffe in historischer Zeit zurückzuführen ist. Eine andere Erklärung für eine geringere Mächtigkeit der Decklage ist auch darin zu sehen, dass ursprünglich enthaltene Kalksteine weggelöst wurden, was einen Volumenverlust zur Folge hatte. An manchen Stellen folgt unter der Decklage eine weitere lösslehmhaltige Fließerde, die Mittellage. Ihr Auftreten ist an Reliefpositionen gebunden, in denen sich während der pleistozänen Kaltzeiten Löss ablagern und erhalten konnte (ostexponierte Flachhänge, Verebnungen, Karstwannen usw.). Sie ist in der Regel dichter gelagert, durch Verlehmung und Lessivierung überprägt und mehr oder weniger stark mit Rückstandston vermischt. Wo diese Substrate über 10 dm mächtig sind und keine Fremdbeimengung zu erkennen ist, wurden sie als Lösslehm angesprochen. Der unter der Mittellage folgende, solifluidal umgelagerte, z. T. mit Kalksteinschutt vermischte Rückstandston wäre schließlich als Basislage zu bezeichnen. Definitionsgemäß ist die Basislage frei von äolischen Bestandteilen. Wegen des hohen Alters des Rückstandstons, der vermutlich während mehrerer Kaltzeiten an der Oberfläche lag, sind in Kalksteinlandschaften wie der Schwäbischen Alb aber geringe Beimengungen von äolischen Bestandteilen in der Basislage nicht auszuschließen (vgl. Terhorst & Felix-Henningsen, 2010).

Punktuell kann auf der Albhochfläche auch kalkhaltiger Rohlöss vorkommen. Diese Vorkommen finden sich aber nur dort wo Karsthohlformen als Sedimentfallen gewirkt haben und der Löss durch eine Überdeckung von über 2 m mächtigen Fließerden vor Umlagerung, Entkalkung und Verlehmung geschützt war. Ein solches Vorkommen wird von Eberle et al. (2002) von der Reutlinger Alb beschrieben. Auch bei der Bodenkartierung wurde bei einer Musterprofilgrabung am südostexponierten Fuß einer Kuppe bei Engstingen in 2–3 m Tiefe ein kalkhaltiges, nur sehr schwach grusiges, schwach verbrauntes und verlehmtes, schluffreiches Lösssubstrat erbohrt.

Auf den Oberjuramergeln der Albhochfläche sind lösslehmhaltige Fließerden selten. Meist sind sie von geringmächtigen, z. T. Kalksteinschutt führenden Fließerden überlagert (Basislage). Im Bereich der Vulkanschlote der Uracher Alb und der Tertiärsedimente der Flächenalb finden sich ebenfalls geringmächtige Fließerdedecken. Eine häufige Überdeckung mit lösslehmhaltigen Fließerden findet sich auf den rißzeitlichen Glazialsedimenten am Südrand der Alb (Deck‑ und/oder Mittellage).

Vielerorts sind die Traufhänge auch von pleistozänen oder holozänen Rutschmassen wechselnder Zusammensetzung bedeckt. Auf pleistozänen Schuttdecken und Rutschmassen lässt sich stellenweise auch an den Traufhängen die für die Bodenverhältnisse wichtige jungtundrenzeitliche Decklage (Hauptlage) nachweisen (Terhorst, 1997, Kallinich, 1999).

Torf als bodenbildendes Substrat ist auf der wasserarmen verkarsteten Albhochfläche eine absolute Ausnahme. Im Schopflocher Moor haben die wasserstauende Wirkung der Vulkantuffe und die hohen Niederschläge zur Bildung eines kleinen Hochmoors geführt, das durch den früheren Torfabbau sehr stark verändert wurde. Auch von den geringmächtigen Niedermoortorfen in den vernässten Talanfängen von Schmiecha und Oberer Bära sind aufgrund von Grundwasserabsenkung und Torfabbau nur noch kleine Reste vorhanden. Weitere kleinflächige Moorbildungen finden sich in den Talmulden im Übergang zum Altmoränengebiet bei Langenenslingen. Auch in den Talsohlen der gefällsarmen, zur Donau gerichteten Albtäler stößt man bei Bodenbohrungen immer wieder auf Torflagen im Untergrund, die in verlandeten Flußarmen entstanden sind. Ein kleines Niedermoor liegt in einer Ausbuchtung der Lauchertaue nordöstlich von Sigmaringen.

In manchen Tälern enthalten die Auensedimente auch sehr viel Sand aus umgelagerten holozänen Kalktuffbildungen (Sinterkalk). Oft wird der Auenlehm von mächtigem verschwemmtem Kalktuffsand oder festen Kalktuffbildungen unterlagert. In mehreren zum Neckar gerichteten Albtälern gibt es Talabschnitte, in denen Terrassen aus festem Kalktuff die Oberfläche bilden. Kleinflächige Kalktuffbildungen kommen zudem vielfach an aktuellen oder ehemaligen Quellaustritten an Unterhängen, Talrändern und in Hangmulden vor (Stirn, 1964). Pleistozäne Flussterrassen spielen im Bereich der engen Albtäler keine Rolle. Sie finden sich erst im Donautal oder Albvorland, wo sich die Täler stark verbreitern. Im unteren Laucherttal treten allerdings kleinflächig an den Hängen tonige Seesedimente auf, die sich in einem Eisstausee gebildet haben, als der Wasserabfluss der Lauchert durch den rißzeitlichen Gletscher blockiert war.

Bis in das 19. Jh. hinein waren die Wälder der Albhochfläche durch die Waldweidenutzung sehr stark aufgelichtet. Zwischen Wald, Weide, Wiese und Acker bestanden fließende Übergänge. Erst nach Einführung der geregelten Forstwirtschaft sind wieder geschlossene Waldgebiete entstanden. Die ehemalige Waldweidenutzung und das häufige Vorkommen von Spuren ehemaliger ackerbaulicher Nutzung erklären das Vorkommen erodierter Böden in den Wäldern auf der Albhochfläche. Die landwirtschaftlich genutzten Flächen waren früher sehr viel ausgedehnter. Erst in der ersten Hälfte des 19. Jahrhunderts setzte mit der Industrialisierung und der sich ausbreitenden Textilindustrie ein Rückgang ein (Mailänder et al., 2005). Auch die starke Nutzung der Wälder im Zuge der Brennholzgewinnung und Köhlereiwirtschaft für die Bohnerzverhüttung hat in historischer Zeit gebietsweise zu einer Änderung der Bodenoberfläche geführt.

Beim ersten Blick auf die Landnutzungskarte zeigt sich die Mittlere und Westliche Alb heute als ein Flickenteppich aus Wäldern, Äckern und Wiesen. Bei genauerem Hinsehen erkennt man, dass die Waldgebiete sich besonders an den steilen Trauf‑ und Talhängen befinden und auf den Hochflächen inselartig eingestreut sind. Aufgrund der günstigen Relief‑ und Bodenverhältnisse liegen die größten ackerbaulich genutzten Gebiete auf der Flächenalb und dort besonders im tiefer gelegenen Osten. Andererseits weist die hochgelegene Westalb aufgrund der weniger guten Böden und den klimatischen Verhältnissen einen besonders hohen Grünlandanteil auf. Die Kuppenalb-Landschaft im Bereich der Mittleren Alb ist relief‑ und bodenbedingt durch einen kleinräumigen Nutzungswechsel gekennzeichnet. Der Ackerbau konzentriert sich dort auf die tiefgründigen Böden in den Trockentälern und Karstsenken. Allerdings sind die Senken mit hoher Frostgefährdung dem Grünland vorbehalten.

Landnutzung in der Bodengroßlandschaft Mittlere und Westliche Alb (generalisierte ATKIS-Daten des LGL Baden-Württemberg)

Ein charakteristisches Landschaftselement der Alb sind die besonders auf mageren Böden der Kuppenalb und an Talhängen verbreiteten, durch jahrhundertelange Schafbeweidung entstandenen Wacholderheiden. Sie sind heute vielfach unter Naturschutz gestellt und bedürfen einer regelmäßigen Pflege durch Beweidung, um einer Verbuschung entgegenzuwirken. Während die beweideten Wacholderheiden Relikte einer alten Kulturlandschaft sind, nehmen heute Mähwiesen weite Bereiche der Albhochfläche ein. Besonders auf der Westalb dominiert das Grünland die landwirtschaftlichen Nutzflächen. Im Gebiet der Gemeinde Meßstetten nimmt Dauergrünland beispielsweise 91 % der landwirtschaftlichen Nutzfläche ein. Im noch höher gelegenen Böttingen sind es fast 99 %. Im gesamten Landkreis Reutlingen, der zum allergrößten Teil auf der Mittleren Alb liegt, beträgt der Anteil an Dauergrünland 52,4 %. Im Osten und Südosten der Bodengroßlandschaft dominiert eher der Ackerbau. In den Gemeinden Laichingen und Berghülen liegt der Dauergrünlandanteil nur bei 35 bzw. 27 %. Auf den Ackerflächen im Landkreis Reutlingen wurden 2010 24 % Winterweizen, 14 % Sommer‑ und 9 % Wintergerste sowie 6 % Hafer angebaut. Dazu kamen 32 % Pflanzen zur Grünernte (davon 16 % Silomais) sowie 4 % Winterraps (alle Werte für 2010, Datenquelle: Statistisches Landesamt).

Bei den auf der Landnutzungskarte als „Sonstige Nutzungen“ gekennzeichneten Flächen handelt es sich überwiegend um Wacholderheiden oder andere Grünlandbereiche mit eingestreuten Gehölzen, Hecken oder kleinen Aufforstungen. In den tieferen Lagen im Osten sowie an den unteren Traufhängen sind es v. a. Streuobstwiesen. Rebland tritt äußerst kleinflächig am Rande der Bodengroßlandschaft bei Neuffen auf.

Die Jahresdurchschnittstemperatur liegt im größten Teil der Albhochfläche bei 7–8 °C. In einigen Gebieten in der Westhälfte der Bodengroßlandschaft kann es in den zahlreichen Hochtälern und Karstwannen bei winterlichen Hochdruckwetterlagen durch Temperaturumkehr im Vergleich zur höher gelegenen Umgebung allerdings sehr kalt werden. Die Jahresdurchschnittstemperaturen liegen dort daher z. T. unter 7 °C. Aufgrund der kurzen Vegetationsperiode auf der hochgelegenen Südwestalb tritt der Ackerbau heutzutage dort gegenüber dem Grünland deutlich in den Hintergrund. Am Nordostrand der Albhochfläche, am äußersten Südostrand sowie in einigen größeren Tälern liegen die mittleren Jahrestemperaturen knapp über 8 °C. Im Osten der Bodengroßlandschaft betragen die Jahresdurchschnittstemperaturen am Süd‑ und Nordrand 7–8 °C. An den Traufunterhängen der Mittleren Alb und im oberen Filstal werden z. T. über 9 °C erreicht.

Die jährliche Klimatische Wasserbilanz zeigt auf der Mittleren und Westlichen Alb einen deutlichen Gradienten von +700 bis +800 mm, am Albtrauf nach Südosten auf +300 bis +400 mm. Der Wert für die Klimatische Wasserbilanz im Sommerhalbjahr liegt am Nordrand der Westalb und am Nordrand der östlichen Mittleren Alb bei +300 bis +400 mm. Im übrigen Gebiet fällt er von +200 bis +300 mm im Norden auf +100 bis +200 mm im Südosten ab.

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).

Zur bodenkundlichen Beschreibung der Bodengroßlandschaft:

• Bodenlandschaften
• Bodeneigenschaften
• Bodenbewertung