Institut für Meteorologie und Physik Universität für Bodenkultur

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1 Institut für Meteorologie und Physik Universität für Bodenkultur Auswirkungen einer Klimaveränderung in Österreich: Was aus bisherigen Untersuchungen ableitbar ist Herbert Formayer Sepp Eitzinger Helga Nefzger Stana Simic und Helga Kromp-Kolb Wien, September 2001

2 1 Einleitung Klimaänderungen wirken sich am stärksten auf ökologische oder wirtschaftliche Systeme aus, die sich nahe der Grenze ihrer Überlebensfähigkeit befinden. Da sich im Gebirge die klimatischen Verhältnisse auf sehr engem Raum ändern, befinden sich jeweils viele ökologische Systeme in Kampfzonen und reagieren daher sehr empfindlich auf klimatische Veränderungen im positiven, wie im negativen Sinn. Auch bedeutende Wirtschaftszweige Österreichs wie Landwirtschaft, Energiewirtschaft, Fremdenverkehr oder Bauwesen sind aufgrund der Topographie Österreichs stärker von den klimatischen Bedingungen abhängig, als in manch anderem Gebiet. Da es zugleich Hinweise gibt, dass der Klimawandel der letzten Dekaden im Alpinen Raum stärker ausgeprägt ist, als in anderen Teilen Europas, erscheint es besonders wichtig, sich in diesem Gebiet mit dem Klimawandel und seinen Folgen auseinander zu setzen, um durch möglichst frühzeitiges Verständnis der möglicherweise zu erwartenden Änderungen nachteilige Entwicklungen so weit wie möglich rechtzeitig abfangen zu können. Die Schweiz, Deutschland und Bayern haben dieser Situation durch mehrere langjährige und umfassende Forschungsprojekte Rechnung getragen. Obwohl die Bestandsaufnahme der Akademie der Wissenschaften Anthropogene Klimaänderungen: Mögliche Auswirkungen auf Österreich mögliche Maßnahmen in Österreich, die im Wesentlichen das damals vorhandene Wissen zusammengetragen und in bescheidenem Rahmen ergänzt hat, schon im Jahr 1992 zu dem Ergebnis kam, dass für das betrachtete Klimaänderungsszenarium beträchtliche Auswirkungen in Österreich zu erwarten wären und Forschung von Nöten sei, wurde bis heute kein umfassendes Forschungsprojekt zur Untersuchung der Auswirkungen des Klimawandels in Österreich durchgeführt. Im Jahre 1998 trug das Institut für Meteorologie und Physik auf Anregung und in Zusammenarbeit mit Greenpeace die seit der ÖAW Studie gewonnenen Forschungsergebnisse für Österreich in einem internen Bericht zusammen. Angesichts der Fülle von einschlägigen Publikationen im Ausland, insbesondere des Third Assessment Reports des IPCC, und angesichts der raschen Entwicklung der Klimaänderungen in den letzten Jahren, die zunehmend auch in der Praxis spürbar werden, erscheint es jedoch gerechtfertigt und sinnvoll, jetzt, drei Jahre später, nochmals die Situation in Österreich zu erheben 1 um einen Überblick zu gewinnen. Es braucht wohl nicht betont zu werden, dass Studien dieser Art ein umfassendes, interdisziplinäres Forschungsprojekt zu diesem Thema nicht ersetzen können. Im Folgenden wird zuerst die zeitliche Entwicklung in beobachteten Klimagrößen, Temperatur, Niederschlag etc. und deren Auswirkung auf belebte und unbelebte Natur behandelt. Danach wird die Frage nach den Ursachen des beobachteten Klimawandels diskutiert. Die letzten Abschnitte sind der Projektion in die Zukunft gewidmet, wiederum gegliedert nach direkten Klimagrößen und Folgeerscheinungen. 1 Da keine zentrale Forschungsdatenbank für Österreich geführt wird, die Aufschluß über alle einschlägigen Arbeiten gibt, waren die Autoren jetzt wie 1998 bei der Literatursuche auf die Kooperation der Forschenden angewiesen. Viele stellten ihre Arbeiten zur Verfügung oder übermittelten Zusammenfassungen. Ihnen sei herzlich gedankt. 1

3 Wo dies möglich ist wird auch auf gesundheitliche oder wirtschaftliche Folgen eingegangen. Dabei werden jene Bereiche etwas ausführlicher behandelt, die auf weniger leicht zugänglichen Informationen beruhen, während etwa bei den extensiv publizierten IPCC Ergebnissen 2 Vollständigkeit nicht angestrebt wurde. 2 Die Zusammenfassungen der drei IPCC-Berichte sind über das Internet unter http.:/ erhältlich. Die gemeinsame Executive Summary wird dieser Tage offiziell verabschiedet. 2

4 2 Ändert sich das Klima? Globale und Österreichische Beobachtungen 2.1 Einleitung Das Klima ist ein komplexes System, das durch das zeitliche und räumliche Verhalten einer Vielzahl von Größen bestimmt wird. Wenn in der Öffentlichkeit in Zusammenhang mit anthropogenen Klimaänderungen in der Regel von der globalen Mitteltemperatur gesprochen wird, so ist dies eine extreme Vereinfachung, wie sie der heutigen verkürzten Informationsvermittlung entspricht. Tatsächlich wirkt sich eine Klimaänderung jedoch nie in nur einer Größe aus, sondern in vielen. Diese Änderungen können mittlere Werte betreffen, Schwankungsbreiten, Extremwerte, die Häufigkeit von deren Eintreffen, die Andauer bestimmter Bedingungen usw.. Für die meisten Öko- und Wirtschaftssysteme sind die mittleren Werte von weit geringerer Bedeutung als z.b. die Extremwerte. Da Änderungen und Trends für seltene Ereignisse aber schwerer zu erfassen sind als für mittlere Verhältnisse, gibt es gerade diesbezüglich wenig verlässliche Informationen. Entsprechend vorsichtig müssen die Aussagen ausfallen. 2.2 Die Entwicklung der mittleren Zustandsgrößen Einleitung Die Analyse langer meteorologischer Reihen zeigt neben stets auftretenden Schwankungen deutliche Änderungen in den letzten Jahrzehnten (IPCC 2001):?? Die Temperaturzunahme im letzten Jahrhundert ist die stärkste in 1000 Jahren, die letzte Dekade ist die Wärmste des Jahrhunderts.?? In mittleren und hohen Breiten der Nordhemisphäre nimmt der Niederschlag - vor allem durch Starkniederschläge - zu, in tropischen Gebieten ab.?? Mit wenigen Ausnahmen gehen Gletscher und Vereisung zurück.?? Der Meeresspiegel ist im letzten Jahrhundert um 10 bis 20 cm gestiegen, und der Anstieg scheint sich zu beschleunigen.?? El Nino-Ereignisse treten länger und anhaltender auf. Temperatur Besonders einprägsam sind die Änderungen bei der Temperatur, die im letzten Jahrhundert im globalen Mittel um etwa 0,6 C gestiegen ist, wobei dieser Anstieg der rascheste der letzten 1000 Jahre ist, und die erreichten Temperaturen die höchsten in diesem Zeitraum sind (Abb. 2-1). Selbst unter Berücksichtigung der großen Unsicherheiten in den ersten 600 bis 900 Jahren, liegen die derzeit beobachteten Temperaturen deutlich über den bisherigen. Zugleich geht aus dieser Abbildung hervor, dass große regionale Unterschiede auftreten können das in Mitteleuropa stark ausgeprägte mittelalterliche Klimaoptimum kommt z.b. in dieser globalen Kurve kaum zum Vorschein, war also vermutlich doch eher ein regionales Ereignis. Die Temperatur in Europa stieg in dem in der Abbildung dargestellten Zeitraum um etwa 0,8 C. 3

5 Abb. 2-1: Globaler Temperaturanstieg seit 1850 und in den letzten 1000 Jahren (nach Münchner Re, 2000). Die blauen Balken geben die Spannbreite der zugrundeliegenden Proxidaten vor der instrumentellen Periode an. In Österreich ist man in der glücklichen Lage über sehr lange meteorologische Zeitreihen, sowohl im Flachland als auch im Gebirge (in Kremsmünster seit 1767, am Sonnblick auf über 3100 m seit 1887) zu verfügen. Da sich über lange Zeiträume jedoch die Meßmethoden, Messzeiten und Aufstellungsorte der Geräte bzw. deren Umgebung ändern, müssen die Einflüsse derartiger Veränderungen aus den Reihen entfernt werden, bevor man tatsächliche Klimatrends daraus ableiten kann. Auer et. al. (2001) haben in dem EU-Projekt ALOCLIM alle österreichischen langen Messreihen (inkl. den angrenzenden Alpenländern) für neun verschiedene meteorologische Parameter in diesem Sinne homogenisiert. Betrachtet man die homogenisierten Reihen, so ergibt sich bei der Temperatur ein Anstieg um 1,8 C seit der Mitte des 19. Jahrhunderts (Abb.2-2). Schon in einer früheren Arbeit konnte Böhm zeigen, dass der Temperaturtrend in ganz Österreich ziemlich einheitlich ist, d.h. dass die Trends nördlich der Alpen und südlich der Alpen, im Osten oder Westen, in Städten und am Land, usw. sich nicht signifikant unterscheiden. Es sind auch alle Höhenlagen betroffen, wobei der Temperaturanstieg in höheren Lagen sogar geringfügig über jenem in den Niederungen liegt (Abb. 2-3). Dennoch können kleinräumige Abweichungen von diesem Trend nicht ausgeschlossen werden. Im Rahmen einer Diplomarbeit an der Universität für Bodenkultur wurden im Bereich des Marchfeldes ein deutlich geringerer Temperaturanstieg festgestellt als dem österreichischen Mittel entspricht. Eine Verifikation dieses Ergebnisses steht allerdings noch aus. Niederschlag Auch die Niederschlagssummen haben sich verändert die räumliche und zeitliche Variabilität sind aber noch größer als bei der Temperatur. Die Trends sind erst in den letzten Jahrzehnten deutlicher geworden. Vor allem im Winter wird eine Zunahme der Niederschläge in den mittleren und hohen Breiten der Nordhemisphäre festgestellt. Im Alpinen Raum trifft dies vor allem für den westlichen Teil zu (Abb.2-4) in der West- und Nordschweiz wurden z.b. bis zu 40% Niederschlagszunahme im Winter 4

6 analysiert (Widmann und Schär 1997). Im südalpinen Raum und im Osten Österreichs ist hingegen eher ein Rückgang der Niederschlagsmengen festzustellen (Auer und Böhm 1994). mean air temperature, year: low elevation mean deg C, relative to average ,5 2,0 1,5 1,0 0,5 0,0-0,5-1,0-1,5-2,0-2, single values Gauss Filter 30y Abb. 2-2: Jahresmitteltemperatur der letzten 240 Jahre für österreichische Flachlandstationen (einzelne Jahre und 30 jähriger Filter). Der Temperaturanstieg seit Mitte des 19. Jahrhunderts beträgt rund 1.8 C. (Auer et. al 2001) mean air temperature, year: high elevation mean deg C, relative to average ,5 2 1,5 1 0,5 0-0,5-1 -1,5-2 -2, single values Gauss Filter 30y Abb. 2-3: Jahresmitteltemperatur der letzten 150 Jahre für alpine Bergstationen (einzelne Jahre und 30 jähriger Filter). Der Temperaturanstieg seit Mitte des 19. Jahrhunderts beträgt rund 1.8 C. (Auer et. al 2001) 5

7 40 PFISTER (1998) IPCC-DDC (1999) 1,00 Niederschlag (Abweichung in %) ,75 0,50 0,25 0,00-0,25-0,50-0,75 Niederschlag (Abweichung in mm/d) -40-1, Abb. 2-4: Vergleich der Winterniederschlagszeitreihen über dem Schweizer Alpenraum nach PFISTER (1998) und über den Großraum nach dem IPCC-DDC (1999) (Baumgartner et. al. 2000) Für die Anzahl der Tage mit Schneedecke und den Neuschneemengen können für Österreich keine einheitlichen Trends angegeben werden. Mohnl (1996) untersuchte 88 Stationen an denen seit mindestens 1930 Daten vorlagen. Bei rund der Hälfte der Stationen konnte kein signifikanter Trend festgestellt werden. Signifikante Trends ergaben sich meist bei der Neuschneemenge, wobei es hier immer zu einer Zunahme kam. Besonders starke Zunahmen der Neuschneesummen wurden hierbei in den höhergelegenen Stationen in Westösterreich und den Zentralalpen festgestellt. UV-Strahlung Die Intensität der den Erdboden erreichenden UV-Strahlung hängt von verschiedenen Einflussgrößen ab. Die Faktoren sind beispielsweise die Sonnenhöhe als Funktion der geographischen Breite, die Jahres- und Tageszeit, die Seehöhe, der Albedo (Reflexion), die Bewölkung, sowie die Zusammensetzung der Atmosphäre einschließlich Aerosolgehalt und -verteilung. Eine besonders wichtige Rolle spielt dabei das in der Atmosphäre enthaltene Ozon, das die lebensbedrohende kurzwellige UVB-Strahlung weitgehend absorbiert und so eine Schutzschildfunktion für die gesamte Biosphäre ausübt (Madronich, et al., 1991; Tevini und Teramura, 1989; Stamnes et al., 1992). Wegen der biologischen Wirkung der UV-B-Strahlung und unter dem Eindruck einer abnehmenden stratosphärischen Ozonkonzentration wurden in den letzten Jahren zahlreiche Messungen der UV-Strahlung durchgeführt. Da im Gegensatz zu Ozonmessungen keine langjährigen Datenreihen über die UV-Strahlung existieren, sind direkte Analysen der langjährigen Änderungen nicht möglich. An vielen Bodenstationen wird jedoch seit Jahrzehnten die Ozonschichtdicke gemessen. Da die Ozonschichtdicke wesentlichen Einfluß auf die Intensität der UV-B-Strahlung hat, 6

8 können daraus indirekt Rückschlüsse auch auf Trends der UV-B-Strahlung gezogen werden. An allen Stationen zeigt sich eine Abnahme der Gesamtozonmenge. Die nachstehende Abbildung 2-5 zeigt Jahresmittelwerte der Ozonschichtdicke in Arosa seit Die hier dargestellte Messreihe von 1972 bis 1997 zeigt einen Trend von % in zehn Jahren. Abb. 2-5: Jahresmittelwerte der in Arosa (Schweiz) gemessenen Höhe der Ozonsäule Am Hohen Sonnblick (47 0 3`N, 12 57`E, 3106 m) werden seit 1994 die einzigen kontinuierlichen Messung der Ozonschicht in Österreich und zugleich auch kontinuierliche UV-Messungen durchgeführt. Gesamtozon (DU) Julianischer Tag Abb. 2-6: Tagesmittel des stratosphärischen Ozons im Jahresverlauf für die Jahre ( ) am Hohen Sonnblick 7

9 Neben dem inzwischen signifikant nachweisbaren Langzeittrend der Gesamtozonmenge weist die Ozonsäule eine jahreszeitliche Variabilität (von etwa 200 DU) auf. In Abbildung 2-6 ist der Jahresgang für den Sonnblick anhand von Tageswerten beispielhaft gezeigt. Man erkennt daraus auch, daß sich die Ozonmenge aufgrund der atmosphärische Zirkulation innerhalb weniger Tage um mehr als 100 DU ändern kann. Die folgende Abbildung 2-7 zeigt die jahreszeitlichen Abweichungen des Gesamtozons am Hohen Sonnblick vom langjährigen Mittel ( ) gemessen in Arosa. Die größten Abnahmen (im Vergleich zum langjährigen Mittel) sind im Winter und Frühling zu erkennen. Sie erreichen bis zu 15 % (%) Winter 94/95 Winter 95/96 Winter 96/97 Winter 97/98 Winter 98/99 Winter 99/00 Winter 00/01 S1 4 2 Frühjahr Sommer Herbst 0-2 (%) Abb. 2-7: Abweichung des Gesamtozons am Sonnblick zum langjährigen Mittel ( ) gemessen in Arosa. Die obere Abbildung zeigt die Verhältnisse im Winter (Zeitperiode 1994/95 bis 2000/01) und die untere Abbildung im Frühjahr, Sommer und Herbst. 8

10 Der beobachtete Abbau der Ozonschicht ist unmittelbar mit einem Anstieg der UV-B- Strahlung verbunden, sofern die anderen Einflussparameter unverändert bleiben. Dies kann man anhand von Messungen bei wolkenlosem Himmel und klarer Atmosphäre zeigen (Abb. 2-8). Man sieht auch, dass an der langwelligen Grenze des UV-B die Ozonschichtdicke so gut wie keinen Einfluss mehr auf die Bestrahlungsstärke hat. Hingegen ändert sich die UV-B Bestrahlungsstärke bei einer Wellenlänge von 300 nm zwischen 240 und 420 DU um eine Größenordnung ,1 300 nm 310 nm 320 nm 0, Total ozone (DU) Abb. 2-8: Bestrahlungsstärke (logarithmische Skala) für verschiedene Wellenlängen in Abhängigkeit vom Ozongehalt, bei einer Zenitdistanz von 70 Grad. Teilweise belegen die direkten UV-Messungen auch eine Zunahme der Intensität in den letzten Jahren (Blumthaler und Ambach 1990, Bais et al, 1993, Kerr und McElroy Seckmayer et al. 1994, Zerefos et al. 1995), andere jedoch weisen keinen oder einen gegenteiligen Trend auf (Scotto et al. 1998). Die Schwierigkeit bei der Interpretation derartiger Messungen ist, dass die UV-Strahlung nicht nur vom Ozon sondern auch von weiteren Atmosphärenparametern, wie der Bewölkung, der Aerosolkonzentration, den Reflexionseigenschaften des Bodens und dem troposphärischen Ozon abhängt. Die beobachtete Zunahme der Bewölkung kann jedenfalls den durch die rückläufige Ozonkonzentration verursachten Anstieg der UV- B-Strahlung dämpfen. Die durch die Bewölkung zusätzlich verursachte große Variabilität der UV-Strahlung erschwert die statistisch signifikante Bestimmung ozonbedingter Trends in den kurzen vorliegenden Meßreihen. 2.3 Extremereignisse Wie eingangs erwähnt ist eine historische Entwicklung der Extremereignisse ist nicht so leicht zu erkennen wie die der mittleren Zustände. Um die statistische Signifikanz von Änderungen in der Häufigkeit von seltenen Ereignissen nachweisen zu können, sind viel längere Datenreihen erforderlich, als für häufige Ereignisse. Zudem tritt bei manchen Ereignissen auch das Problem der zuverlässigen Erfassung auf: so werden z.b. Lawinen in der Regel nur dann verzeichnet, wenn sie Schaden anrichten, oder mindestens in Bereichen niedergehen, wo sie potentiell Schaden hätten anrichten können. Lawinen in unbesiedelter Bergwelt werden in der Regel nicht erfasst. Die Statistiken sind daher unvollständig und enthalten ein Bias in bestimmte Richtungen. 9

11 Österreich ist wegen seiner geo- und topographischen Lage besonders durch folgende Extremereignisse gefährdet: Stürme Starkniederschläge Hagel Trockenheit (hauptsächlich das östliche Flachland) Stürme Der Begriff Sturm wird in der Meteorologie sowohl auf Ereignisse starker Winde angewendet, als auch auf ganze Tiefdruckgebiete, die mit hohen Windgeschwindigkeiten und häufig auch intensiven Niederschlägen verbunden sind. Die Häufigkeit letzterer hat an der europäischen Nordatlantikküste deutlich zugenommen, und Hafenstädte wie Hamburg haben eine Serie von Überschwemmungen mit beträchtlichem Sachschaden erlebt. Man geht davon aus, dass diese Zunahme auf die gesamte Küstenregion bezogen statistisch signifikant ist. Auch über Mitteleuropa fegten in den letzten Jahren einige solcher Stürme, die vor allem in Frankreich beträchtlichen Sachschaden verursachten. Für dieses Gebiet ist es derzeit nicht möglich anzugeben, ob es sich bei den Ereignissen der letzten Jahre um eine zufällige Häufung handelt, oder den Beginn eines signifikanten Trends. Verlässlichere Aussagen sind auf der Basis von Analysen langjähriger Windregistrierungen möglich. Die Aussagen sind jedoch nicht einheitlich: Otte (2000) konnte z.b. für Düsseldorf (Deutschland) zeigen, dass die Anzahl der Tage mit Windspitzen von mindestens 8 Beaufort (~ 60 km/h) seit Ende der 60er Jahre zugenommen hat. Dies stimmt mit den Erfahrungen der Versicherungen überein, die einen Anstieg der Zahl der Fälle von Sturmschäden registrieren. Abb. 2-9: Mittlere Windgeschwindigkeit und Häufigkeit von Tagen mit Windspitzen über 8 Beaufort in Darmstadt, Deutschland (Nach Otte, 2000). Eine Studie der Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik (ZAMG) für Wien zeigt jedoch ein anderes Ergebnis (Abbildung 2-10). Der Verlauf ist durch starke 10

12 Schwankungen gekennzeichnet, seit Ende der 70er Jahre ist eher eine Abnahme der Häufigkeit hoher Windgeschwindigkeiten festzustellen. Abb. 2-10: Jährliche Anzahl der Tage mit Windspitzen über 60 km/h (~ 8 Beaufort) in Wien seit (ZAMG 2001) Zu den Stürmen wären auch die in Österreich sehr seltenen Windhosen oder Tornados zu zählen. Untersuchungen der letzten Jahre haben zwar gezeigt, dass Tornados keineswegs auf die USA beschränkt sind, sondern in durchaus nennenswerter Zahl auch in Europa vorkommen, aber ein Trend in der Häufigkeit ihres Auftretens kann nicht nachgewiesen werden (Abbildung 2-11). Nachdem während der Periode 1950 bis 1970 eine erhöhte Tornadohäufigkeit beobachtet wurde, ist sie seither wieder stark zurückgegangen. Abb. 2-11: Jährliche Anzahl der Tornados in Österreich seit 1910 (Holzer 2001). Starkniederschläge 11

13 Starkniederschläge sind nicht nur als Klimaparameter von Interesse, sondern auch als potentielle Auslöser von Überschwemmungen, Lawinen- und Murenabgängen. Weltweit nehmen Starkniederschläge überall stärker zu als die mittleren Niederschlagssummen, vor allem in Gebieten, in welchen die Niederschläge an sich zunehmen. Gleichzeitig verringert sich der Wiederkehrzeitraum für 20 jährige Extremereignisse von Tagesniederschlagssummen (Kharin und Zwiers, 2000). Starkniederschläge treten im alpinen Raum entweder als räumlich begrenzte, sehr intensive Schauer oder Gewitter auf, d.h. infolge konvektiver Prozesse auf, oder als anhaltende, ergiebige Niederschläge in Zusammenhang mit Tiefdruckgebieten, Trögen oder Fronten, d.h. durch zyklonale Prozesse ausgelöst. Konvektive Niederschläge treten vor allem im Sommer auf, halten bis zu einigen Stunden an und sind im Zentralalpinen Bereich meist weniger intensiv als in den alpinen Randzonen (Grebner, 1996; Frei und Schär, 1998). Es tritt zusätzlich das Risiko von Hagel, Blitzschlag und starken Winden auf (Schiesser et al., 1997). Bei zyklonal bedingten Niederschlägen sind die betroffenen Gebiete großräumiger, und die Ereignisse halten länger an (bis zu 3 Tagen). Die Niederschlagsintensität (Niederschlagsmenge pro Stunde) liegt nur bei etwa 20% jener der konvektiven Starkregen. Am häufigsten treten derartige Ereignisse im Winterhalbjahr auf. Wie in Abbildung 2-12 dargestellt, wurde für den gesamten Alpenraum eine Zunahme beobachtet (Baumgartner et. al. 2000) Wie schon erwähnt ist in Österreich die Entwicklung der Niederschlagstätigkeit sehr inhomogen, und auch bezüglich der Häufigkeit von Starkniederschlägen ergibt sich kein einheitliches Bild. 8 7 Anzahl der Ereignisse Abb. 2-12: Häufigkeit der Starkniederschläge (mit mehr als 70 Millimeter an einem Tag auf eine Mindestfläche von 500 Quadratkilometer) auf der Alpennordseite und in den inneren Alpen der Schweiz für die Periode von 1901 bis 1996 (gesamtes Jahr) und im Alpinen Raum (Baumgartner et. al. 2000) Hagel 12

14 Ein weiteres für Österreich wichtiges Extremereignis, das zwar meist nur lokale bis regionale Auswirkungen hat, stellt Hagelschlag dar. Hagel entseht in Gewitterwolken, in denen besonders starke Aufwindschläuche fallende Hagelkörner immer wieder erfassen und in große Höhen transportieren. Das wiederholte Steigen und Fallen der Körner führt zum Anwachsen durch schichtweises Anlagern von Eis. Je größer die Körner, desto größer der potentielle Schaden. Die Wahrscheinlichkeit des Auftretens von Hagel ist regional sehr verschieden. In Österreich gilt vor allem die südöstliche Steiermark und das Donautal als hagelgefährdet. Eine Langzeituntersuchung hinsichtlich der Eintrittshäufigkeit von Hagelunwettern liegt für Österreich nicht vor. Das Datenmaterial der Österreichischen Hagelversicherung reicht nur bis in das Jahr 1990 zurück (Abb. 2-13). Schon aus der Tatsache, dass die Wirksamkeit von lokalen Hagelbekämpfungsmaßnahmen bis heute nicht als eindeutig nachgewiesen gilt, ist ersichtlich, dass es schwierig ist, signifikante Trends zu bestimmen. Hagelschäden [Mio. ATS] Entschädigungen in Mio. ATS Hagelereignisse Anzahl der Hagelereignisse pro Jahr Abb. 2-13: Jährliche Anzahl an Hagelereignissen in Österreich in den letzten elf Jahren (Österreichische Hagelversicherung 2001) In der Schweiz wird eine Ansteigen der Häufigkeit jener Großwetterlagen festgestellt, die Hagelunwetter auslösen können (Abb. 2-14). Abb. 2-14: Häufigkeit des Auftretens von Großwetterlagen, die in der Schweiz zu Hagelunwettern führen können. 13

15 Trockenheit Trockenheit ist ein Sammelbegriff für Perioden mit geringem Niederschlag, die vor allem im Bereich der Landwirtschaft, aber auch der Forst- oder Energiewirtschaft Schaden verursachen. Da jedoch die Bedingungen, unter denen Schaden auftritt, je nach landwirtschaftlichem Produkt oder energiewirtschaftlicher Situation sehr verschieden sein können, gibt es eine Vielzahl von Parametern zur Definition von Trockenheit. Die in der Meteorologie mitunter verwendeten Maße, die ausschließlich auf den Niederschlagssummen innerhalb gewisser Zeiträume beruhen sind zur Beschreibung möglicher Schadensrisiken nicht ausreichend. Viel aussagekräftiger sind z.b. Angaben zur akkumulierten nettopotentiellen Verdunstung (npet), d.h. zu den Wassermengen, welche die Pflanzen aufgrund der Verdunstung (Temperaturabhängig) potentiell verloren haben können. Trockenheit stellt nicht für ganz Österreich ein Problem dar. An den Nord- und Südhängen des Alpenzuges in Österreich fällt normalerweise genügend Niederschlag, so daß es dort nur in ungünstigen Lagen (seichte Böden, kein Grundwasseranschluß) zu Trockenstress bei Pflanzen kommen kann. In Abbildung 2-15 ist die Wiederkehrdauer für Trockenperioden mit einer akkumulierten nettopotentiellen Verdunstung (npet) von mehr als 100 mm (mm = Liter pro Quadratmeter) dargestellt. Hierbei wurden alle Tage, an denen die potentielle Verdunstung größer als der gefallene Niederschlag ist, aufsummiert. Im Hochsommer kann man davon ausgehen, daß für die Akkumulation von 100 mm npet rund drei Wochen ohne nennenswerten Niederschlag notwendig sind. Je nach jahreszeitlichem Auftreten einer solchen Trockenperiode können hierbei bereits gravierende Schäden in der Landwirtschaft entstehen. Abb. 2-15: Wiederkehrzeitraum für Trockenperioden mit einer akkumulierten nettopotentiellen Verdunstung von mehr als 100 mm in Österreich (Formayer 2001). In der Abbildung 2-15 erkennt man sehr gut, dass vor allem der landwirtschaftlich intensiv genutzte Osten und Südosten Österreichs trockengefährdet ist. In dem am stärksten gefährdeten Gebiet, dem Marchfeld, kommen Trockenperioden mit npet 100 mm rund alle zwei Jahre vor. In diesem Gebiet ist intensive Landwirtschaft 14

16 großteils nur noch durch Bewässerung aufrecht zu erhalten. Speziell in den letzten beiden Jahren wurde der gesamte Osten Österreich von noch stärkeren Trockenperioden betroffen. 2.4 Beobachtete Auswirkungen auf Gletscher, Permafrost, etc. Der Einfluß der Veränderungen der klimatischen Bedingungen wirkt sich merklich auf die unbelebte und belebte Natur aus. Im global Maßstab ist z.b. der deutliche Rückgang der winterlichen Packeisgrenze im nördlichen Polarmeer zu nennen. Auch sehr viele Gletscher, vor allem jene Gletscher, deren Bilanz stärker von den Temperatur- und Niederschlagsverhältnissen während des Sommerhalbjahres als von den Niederschlägen im Winter abhängt (das sind in Europa praktisch alle, außer jenen an der skandinavischen Westküste) weisen starke Rückgänge auf (Abb. 2-16). Abb. 2-16: Veränderung europäischer Gletscher bezogen auf das Jahr Auer et. al Längen- und Flächenänderung von Gletschern sind oft die ersten Anzeichen von Veränderungen, können aber auch zeitlich verzögert auf Änderungen reagieren. Lange, schmale Gletscherzungen reagieren schnell und können sich sehr rasch zurückziehen (bzw. abschmelzen), wenn der Nachschub an Eis von den Nährgebieten (Akkumulationsgebieten) nachlässt. Der Rückzug von Gletschern kann Konsequenzen hinsichtlich des Risikos von Muren und des Auftauens von Permafrostböden haben. Die letzten großen Gletschervorstöße waren um 1850 und Seit damals befinden sich die Alpengletscher auf dem Rückzug; dies jedoch nicht kontinuierlich, sondern in Schüben. Seit dem Höchststand von 1850 haben die alpinen Gletscher zirka die Hälfte ihrer Masse verloren (Haeberli, 1994). In den Ostalpen verlor zum Beispiel die Goldbergruppe in den Hohen Tauern zwischen 1850 und 1992 drei Viertel ihrer Gletscherfläche (Auer et al., 1995). In den Ötztaler Alpen verlor der 15

17 Hintereisferner zwischen 1982 und 1994, also in nur 13 Jahren, im Mittel 10 m an Eisdicke (Kuhn M., 1994) und im Nationalpark Hohe Tauern ging die Gletscherfläche von 1969 bis 1990 trotz des dazwischenliegenden leichten Gletschervorstoßes in den 70er Jahren um rund 10 % zurück (Slupetzky, 1997). Die seit Anfang des 20. Jahrhunderts in Österreich an rund 100 Gletschern durchgeführten kontinuierlichen Längenänderungsbeobachtungen zeigen auf, dass in den letzten Jahren praktisch kein Gletscher in Österreich mehr vorstößt und die meisten sich zurückziehen. Längenmessungen sind relativ leicht durchzuführen und liegen daher in größerer Zahl vor, als die aufwendigeren Daten zur Charakterisierung des Gletschers, wie Volumen oder Massenbilanz. Interessiert jedoch die im Gletscher gespeicherte Wassermenge, oder die sommerliche Wasserspende des Gletschers, müssen diese Größen erhoben werden. Die Massenbilanz der alpinen Gletscher wird hauptsächlich durch die Temperatur und das Strahlungsverhalten während des Sommers geprägt. Die akkumulierte Schneemenge während des Winterhalbjahres spielt nur eine untergeordnete Rolle. Dies erklärt auch die starke Reaktion der Gletscher auf die beobachtete Erwärmung. Die Massenbilanz eines Gletschers kann am einfachsten durch die mittlere Gleichgewichtslinie veranschaulicht werden. Die Gleichgewichtslinie stellt die Schneegrenze auf einem Gletscher dar und trennt damit die Gebiete welche über den Sommer Masse verlieren (Ablationsgebiete) und jener, wo Schnee liegen bleibt (Akkumulationsgebiete). Diese Gleichgewichtslinie schwankt von Jahr zu Jahr und ist auch abhängig von der Ausrichtung des Gletschers, aber man kann eine mittlere Gleichgewichtslinie definieren. Um ein besseres Verständnis der Gletscherfluktuationen zu bekommen, werden seit 1952 an einigen Gletschern Massenbilanzbestimmungen mittels der direkten glaziologischen Methode durchgeführt. In Abbildung 2-17 sind die Ergebnisse dieser Messungen für die Ötztaler Alpen, die Silvretta und die Hohen Tauern zusammengefasst. Die Jahresnettomassenbilanz in mm gibt den über die gesamte Gletscherfläche gemittelten Massengewinn bzw. Verlust in mm Wasseräquivalent pro m² an. Hierbei entspricht eine Änderung von ± 1000 mm einem Zuwachs bzw. einem Abschmelzen von 1,1 m Gletschereis. Man erkennt sehr deutlich, dass in allen drei Gebirgszügen seit Beginn der 80er Jahre fast nur noch negative Massenbilanzen beobachtet worden sind. Derzeit wird gerade die Auswertung der zweiten österreichischen Gletscherinventur durchgeführt. Genau 30 Jahre nach der ersten Gletscherinventur wird hierbei flächendeckend für ganz Österreich mittels digitalem Höhenmodell und Luftbildaufnahmen die Gesamtfläche der österreichischen Gletscher bestimmt. Die Analysen der Ergebnisse werden interessante, flächendeckende Informationen über die Auswirkungen der beobachteten Klimaschwankungen während der letzen 30 Jahre auf Österreichs Gletscher liefern. Der Rückzug der Gletscher hat vielfältige Auswirkungen - unter anderem werden unverfestigte Böden freigelegt, der Strahlungshaushalt des Gebietes wird durch die verminderte Albedo verändert und die ausgleichende Wirkung der Gletscher auf das Abflußverhalten alpiner Flüsse geht verloren. Durch das Abschmelzen der Gletscher und den Rückgang des Permafrostes werden in den Alpen unverfestigte Gebiete freigelegt (Meier, 1998). Permafrostböden (d.h. ständig gefrorene Böden, die im Sommer nur oberflächlich auftauen) sind in den Alpen ab etwa 2400 m Höhe möglich und über 3000 m ziemlich sicher vorhanden. 16

18 Die Untergrenze dieses Permafrostbereiches ist in den letzten 100 Jahren in der Schweiz um ca. 150 bis 250 m gestiegen (NFP ). Am Corvatsch, in der Schweiz, ist die Bodentemperatur sogar noch in 11 m Tiefe seit 1987 jährlich um ca. 0,1 C angestiegen und die Temperaturzunahme ist bis in 80 m Tiefe erkennbar. Das erhöht die Wahrscheinlichkeit von Massenbewegungen wie Murengänge, Bergstürze oder Gletscherhochwasser. So ging rund die Hälfte aller im gesamte Alpengebiet verzeichneten Gerinnemurgänge im Jahr 1987 von Permafrostgebieten oder Gletscherrückzugszonen aus (vgl. Abb. 5-2). Skilifte oder Lawinenverbauungen, die in diesen Böden verankert sind, verlieren an Stabilität Ötztaler Alpen 1500 Spec. mass balance (mm) Hintereisferner Kesselwandferner Year Vernagtferner 2000 Silvretta 1500 Spec. mass balance (mm) Jamtalferner Ochsentaler Gletscher Vermuntgletscher Silvretta 17

19 2000 Hohe Tauern 1500 Spec. mass balance (mm) Sonnblickkees Year Pasterze Wurtenkees Abb. 2-17: Verlauf der Nettomassenbilanz von Gletschern in den letzten 50 Jahren in drei Gebirgszügen Österreichs. 2.5 Beobachtete Auswirkungen auf Ökosysteme Zugvögel galten seit jeher als Indikatoren für den Wechsel der Jahreszeiten. Vögel beobachten ist in manchen, vor allem nördlichen Ländern, ein Volkssport und das erste Eintreffen einer Art, die Zahl der Vögel etc. werden sorgfältig registriert. Daher gibt es sehr gutes Datenmaterial über das Verhalten der Vögel, das eindeutig zeigt, dass sich die Schlüpfzeiten, das Migrationsverhalten und die Zahl der Bruten europäischer Vogelarten verändern (Abb.2-20). Selbstverständlich gibt es auch hier Störfaktoren, wie etwa den zunehmenden Mangel an Rastplätzen für Zugvögel, aber insgesamt muß doch von starkem Einfluß der klimatischen Änderungen ausgegangen werden. Abb.2-20: Verschiebung des Schlüpfdatums von Blaumeise und Kleiber um rund 10 Tage in den letzten 30 Jahren (Bairlein & Winkel in Grassl 1998) Die Beobachtung der Pflanzenwelt zeigt Verschiebungen der phänologischen Phasen auf: Wie Abbildung 2-21 zeigt, setzen in der letzten Dekade Frühjahr und Sommer in Deutschland deutlich früher ein, als in den letzten 30 Jahren. 18

20 Phänologische Uhr langjährig Frühling setzt früher ein letzte Dekade Sommer setzt früher ein Abb. 2-21: Verschiebung der phänologischen Phasen in Deutschland In der Forstwirtschaft führte die Erwärmung der letzten Jahrzehnte zu einer Verlängerung der Vegetationsperiode um rund 11 Tage zwischen 1961 und 1990 (Hasenauer 1999). Im gleichen Zeitraum wurde auch ein Volumenszuwachs von rund 24 Prozent beobachtet (Schadauer 1996). Dieser Anstieg ist jedoch nicht nur auf die verlängerte Wachstumsphase, sondern auch auf die Altersentwicklung der Bestände und die Wiederaufforstung hochproduktiver Grünlandflächen zurückzuführen. Daß eine Erwärmung jedoch nicht automatisch zu mehr Ertrag in den Wäldern führt zeigt die letzte Forstinventurperiode in der die Produktivität von 9,4 auf 8,2 m³/ha und Jahr zurückgegangen ist (Büchsenmeister et. al. 1997). In Skandinavien leidet das Wild unter der tiefen winterlichen Schneedecke: Die Zahl der Muttertiere, die den Winter nicht überlebt, steigt, und die Jungtiere sind wegen der kräfteraubenden winterlichen Nahrungssuche der Muttertiere bei der Geburt deutlich schwächer als früher (Türk 1999). Der Vergleich der derzeitigen Artenzusammensetzung der hochalpinen Vegetation auf Alpengipfeln mit historischen Aufzeichnungen zeigt sowohl eine Zunahme der Artenvielfalt als auch die Wanderung von Arten in höhere Regionen. Einige Arten weisen Migrationsraten bis zu 4 m pro Dekade auf. Die meisten Werte liegen jedoch unter 1,5 m pro Dekade (Grabherr et al., 1995). Glogger (1998) zieht aus diesen Ergebnissen den Schluß, daß durch dieses Nachrücken von Pflanzenarten aus tieferen Höhenschichten die weniger resistenten zum Ausweichen nach oben und bei Erreichen des Gipfels schließlich zum Aussterben gezwungen werden. Die Tatsache, dass sich das Klima im letzten Jahrhundert in Richtung Erwärmung geändert hat, ist auch über diese Beispiele hinaus weltweit hinreichend belegt und unumstritten. Der 2001 vorgestellte Bericht des Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) faßt zusammen: An increasing body of observations gives a collective picture of a warming world and other changes in the climate system (IPCC 2001). 19

21 3 Die Ursachen des Klimawandels Die Tatsache, daß derzeit eine bemerkenswerte Klimaänderung stattfindet, wird praktisch nicht mehr in Frage gestellt. Die Frage, an der sich die Diskussion entzündet, ist worauf diese Änderung zurückzuführen ist: ob sie eine Folge natürlicher Prozesse ist, oder ob sie von Aktivitäten der Menschen ausgelöst wird. Für die Wissenschaft ist die Frage der Ursache entscheidend, will man verstehen, wie die Entwicklung weiter gehen wird. Aus politischer Sicht ist die Frage wichtig, weil im Falle anthropogen verursachter Änderungen Maßnahmen mit vielfältigen wirtschaftlichen, sozialen und politischen Auswirkungen zu setzen sind, um diese Eingriffe zu minimieren. Klimawandel ist an sich ein natürlicher Vorgang. Das Klima ändert sich seit jeher und Moränen, Sedimente und Funde, wie etwa der Mann im Eis vom Hauslabjoch, sind sichtbare Zeichen dafür. Ursachen für diese Änderungen können außerhalb oder innerhalb des Klimasystems liegen. Innere Ursachen sind in der komplexen Dynamik des Klimasystems selbst zu suchen, die solche Ereignisse wie El-Nino oder die Nordatlantik Oszillation hervorruft. Äußere Ursachen sind etwa Änderungen der Strahlungsintensität der Sonne, Schwankungen in der Geometrie des Erde-Sonne Systems oder Vulkanismus. Auch die Eingriffe des Menschen sei es die Anreicherung der Atmosphäre mit treibhauswirksamen Gasen, die Zerstörung der stratosphärischen Ozonschicht oder die Veränderung der Oberflächenbeschaffenheit der Erde durch Landnutzungsänderungen zählen zu den äußeren Ursachen. Die entscheidende Frage ist, welchen Beitrag die einzelnen Faktoren zur derzeit beobachteten Änderung leisten. Jeder der klimabeeinflussenden Prozesse entspricht ein bestimmter Zeitscale: Einflüsse von Vulkanausbrüchen halten z.b. bis zu einigen Jahren an. Die Störung durch den Abbau der Ozonschicht bewegt sich in der Größenordnung von 10 bis 100 Jahren. Schwankungen der Achsenneigung der Erde oder Modifikationen der Erdbahn spielen sich in Jahrzehntausenden bis Jahrmillionen ab. Wenn es daher darum geht, die beobachteten raschen Änderungen im Zeitrahmen von Jahrzehnten bis Jahrhunderten zu erklären, kommen gewisse Einflussgrößen zur Erklärung gar nicht erst in Frage. Dies gilt z.b. für die geometrischen Schwankungen der Erdachse und Erdbahn, durch deren Analyse Milankowitsch die Eiszeiten, die sich in einem viel größeren Zeitrahmen abspielen, weitgehend erklären konnte. Aus dieser Sicht müssen an natürlichen Ursachen Vulkanismus und Sonnenaktivität, an anthropogenen Ursachen Veränderungen der Zusammensetzung der Atmosphäre (Treibhausgase, Aerosole, stratosphärisches Ozon) und Veränderungen der Erdoberfläche (Landnutzungsänderungen) betrachtet werden. Obwohl dies verlockend ist, genügt es nicht, den zeitlichen Verlauf einzelner dieser Einflussgrößen zu vergleichen: Zum einen können ähnliche Verläufe ganz unterschiedliche, von einander unabhängige Ursachen haben, zum anderen muss es darum gehen, möglichst viele der Beobachtungen weltweit für möglichst lange Zeiträume zu erklären. Aus philosophischer Sicht kann man nach Popper Hypothesen grundsätzlich nur falsifizieren, nicht beweisen. Es gilt aber jene Hypothese zu finden und beizubehalten, welche die meisten Beobachtungen erklärt. Sie bleibt gültig bis sie durch eine neuere, bessere ersetzt wird, die noch mehr erklären kann. 20

22 In der naturwissenschaftlichen Praxis werden Hypothesen (Theorien) häufig daran gemessen, wie gut sie die Ergebnisse von kontrollierten Experimenten vorhersagen können. Dies ist in der Klimaforschung nicht möglich, da keine kontrollierten Experimente (mit bekannten Rand- und Anfangsbedingungen) durchgeführt werden können. Man kann jedoch die Hypothesen formuliert als Modelle - an ihrer Fähigkeit die Vergangenheit zu rekonstruieren testen. Globale Zirkulationsmodelle stellen die mathematische Zusammenfassung des derzeitigen Verständnisses der Klimaprozesse dar. Berechnet man nun den globalen Temperaturverlauf der letzten 150 Jahre mit einem solchen GCM unter ausschließlicher Berücksichtigung der natürlichen externen und internen Einflussgrößen so steigt die Temperatur in den letzten 30 Jahren nicht (Abb. 3-1 links oben). Nur wenn die menschengemachten Veränderungen berücksichtigt werden, ergibt sich auch aus den Berechnungen der beobachtete starke Temperaturanstieg (Abb. 3-1 rechts oben) und die beste Übereinstimmung über den gesamten Zeitraum erhält man, wenn beiden natürlichen und anthropogenen Einflussgrößen - Rechnung getragen wird (Abb. 3-1 unten). Das bedeutet, dass nach den derzeit besten Hypothesen - die starke Erwärmung der letzten Jahrzehnte anthropogen verursacht ist und ohne die menschlichen Aktivitäten, insbesondere ohne die Treibhausgasemissionen, die globale Temperatur heute um etwa 1 Grad niedriger läge, mit leicht fallender Tendenz. Die Kurven zeigen aber auch, dass nicht alle Schwankungen von dem Modell erfasst werden es bleibt eine Restunsicherheit. Abb. 3-1: Vergleich beobachteter (rote Kurve) und modellierter (graue Kurven) globaler Temperaturverläufe bei Berücksichtigung natürlicher (links oben), anthropogener (rechts oben) und natürlicher und anthropogener Einflussfaktoren (unten). (IPCC 2001) In einem anschaulichen Bild vergleicht Schönwiese den Vorgang der Klimaforschung mit einem Strafprozess: Wenn kein glaubhaftes Geständnis vorliegt, müssen Indizien gesammelt werden, auf deren Basis das Gericht seinen Spruch fällt. Absolute Sicherheit gibt es sehr häufig nicht. So auch bei der Klimaforschung - die Indizien sprechen in ihrer Gesamtheit eine sehr klare Sprache, aber einen strengen Beweis 21

23 gibt es nicht und kann es derzeit auch nicht geben. Das IPCC drückt dies folgendermaßen aus: Es gibt neue und stärkere Belege dafür, daß der Großteil der beobachteten Erwärmung der letzten 50 Jahre menschlichen Aktivitäten zuschreibbar ist (IPCC 2001). Die Globalen Zirkulationsmodelle ermöglichen es aber auch, die relative Bedeutung der einzelnen Einflussgrößen zu ermitteln (Abb. 3-2). Den größten Beitrag zur beobachteten Erwärmung liefert mit über 2 W/m 2 demnach die gestiegene Konzentration der Treibhausgase, wobei CO 2 etwa die Hälfte beiträgt und Methan ein Viertel. Ähnlich wirksam wie Methan wird die Zunahme des bodennahen Ozons bewertet, während der Abbau des stratosphärischen Ozons zu einer geringfügigen Abschwächung der Erwärmung führt. Aerosole könne sowohl erwärmend als auch abkühlend wirken, wobei die Unsicherheiten vor allem beim mineralischen Staub und den indirekten Effekten, z.b. über die Wolkenbildung, sehr groß sind. Durch Flugverkehr verursachte Kondensstreifen und dadurch ausgelöste Cirrenbildung spielen keine große Rolle die wesentliche Auswirkung des Flugverkehrs liegt in der Erhöhung der Treibhausgaskonzentration. Der viel diskutierte Beitrag der Schwankungen der Solaraktivität liegt im Bereich von 0,3 W/m 2, d.h. deutlich unter der Wirkung der Treibhausgase. Allerdings muß man hinzufügen, dass das wissenschaftliche Verständnis der zuletzt genannten Einflussgrößen vergleichsweise gering ist. Überraschungen sind daher im Klimasystem nach wie vor nicht ausgeschlossen. Abb. 3-2: Strahlungsantrieb der verschiedenen Klimafaktoren berechnet aus Globalen Zirkulationsmodellen. Die Fehlerbalken stellen ein Maß für die Ungenauigkeit der Abschätzung dar. Das Maß an wissenschaftlichem Verständnis für die maßgebenden Vorgänge nimmt von links nach rechts ab (IPCC 2001). Zu ähnlichen Ergebnissen führen auch Abschätzungen mit einer ganz anderen Art von Modellen, sogenannten neuronalen Netzen (Tabelle 3-1). Mit diesen statistischempirischen Modellen lassen sich auch die kurzfristigen Jahr-zu-Jahr Variationen gut reproduzieren. Auch bei dieser Methode ergibt sich eine Erwärmung um rund 1 C 22

24 aufgrund der Zunahme der Treibhausgaskonzentrationen, und eine Abkühlung um ca. 0,4 C durch anthropogene Aerosole. Tabelle 3-1: Störung des Strahlungsgleichgewichtes (sogenannte Strahlungsantriebe) durch bestimmte Klimafaktoren, vorindustriell bis heute global gemittelt und zugehörige Temperatureffekte nach statistischen Modellabschätzungen (neuronale Netze) für die bodennhae globale bzw. deutsche Mitteltemperatur (Schönwiese 2001) Klimafaktor Strahlungsantrieb Globales Signal Deutschl. Signal Signalstruktur Treibhausgase* (+)2,1-2,8 Wm -2 0,9-1,3 C ca. 1,5 C Progressiver Trend (+) Sulfatpartikel* (-)0,4-1,5 Wm -2 0,2-0,4 C ca. 0,6 C Variabler Trend (-) ** Vulkanismus*** (-)max. 3 Wm -2 0,1-0,2 C ca. 0,2 C Episodisch, 1-3 Jahre (-) Sonnenaktivität (+)0,1-0,5 Wm -2 0,1-0,2 C ca. 0,6 C Fluktuativ (+) El Nino (ENSO) - 0,2-0,3 C insignifikant Episodisch, Monate *) anthropogen **) insbesondere ausgeprägt ***) beim Pinatobo-Ausbruch 1991: 2,4 Wm -2 ;1992: 3,2 Wm -2 ; 1993: 0,9 Wm -2 Während bei der 2. Weltklimakonferenz in Genf im Jahr 1990 noch die Meinung vorherrschte, dass man den anthropogenen Beitrag zur Klimaänderung statistisch in den nächsten 15 Jahren nicht würde nachweisen können, konnten Hegerl et al. schon 1997 mit Hilfe der sogenannten Fingerprint-Methode, einer aus der Kommunikationstechnik entlehnte Methodik zur Stärkung des Signals gegenüber dem Rauschen, das anthropogene Signal mit 95%-iger Wahrscheinlichkeit nachweisen. Die Übereinstimmung der Ergebnisse ganz verschiedener Modellansätze erhöht das Vertrauen in das wissenschaftliche Verständnis des Klimasystems. Es handelt sich bei der Klimaforschung um ein Wissensgebiet, das im Fluß ist, bei dem ständig neue Erkenntnisse gewonnen werden. Viele Fragen sind noch offen, in vielen Bereichen müssen erst Methoden entwickelt werden, um die Fragen erfolgversprechend behandeln zu können. Immer wieder betonen die einschlägig Forschenden, daß Überraschungen immer noch möglich sind. Dennoch kann man zusammenfassend sagen, dass es mit dem derzeitigen Stand des Wissens gelingt, das globale Klima zumindestens der letzten 150 Jahre mit Globalen Zirkulationsmodellen weitgehend nachzuvollziehen. Es ist anzunehmen, dass ein derartig komplexes System wie das Klimasystem nur dann befriedigend simuliert werden kann, wenn die wesentlichen Prozesse verstanden und von den Modellen erfasst werden. Die Modellberechnungen ergeben, dass der Klimawandel der letzten ca. fünfzig Jahre wesentlich von anthropogenen Einflüssen geprägt ist. 23

25 4 Klimaänderungs-Szenarien für Österreich Die relative Klarheit bezüglich der Klimaentwicklung im globalen Maßstab darf nicht darüber hinwegtäuschen, daß im regionalen Maßstab die Aussagen noch sehr unsicher sind. Und doch sind die Auswirkungen in erster Linie regional und auch die Betroffenheit der Öffentlichkeit hängt wesentlich davon ab, daß belastbare regionale Szenarien entwickelt werden können. Dazu muß das Problem der Regionalisierung (auch down- und upscaling, bzw Übergang vom Punkt zur Fläche und umgekehrt) gelöst werden. Dies bedeutet z.b., daß man auf der Basis von Beobachtungs- oder Berechnungsdaten für jedes Gebiet / jeden Ort in Österreich Klimaparameter ermitteln kann. Diese Aufgabe spielt eine zentrale Rolle in der Klimatologie, da das Klima das Resultat der Interaktion einer Vielzahl von Prozessen mit sehr verschiedenen Raum- und Zeitmaßstäben darstellt. Der Übergang vom globalen Maßstab zum regionalen, und von diesem zum lokalen bedeutet gleichzeitig eine Verschiebung der relativen Bedeutung der verschiedenen Prozesse und kann daher nicht durch triviale lineare Interpolation erreicht werden. Regionale und lokale Wetter- und Klimaentwicklungen können nur mittel physikalisch sinnvoller Koppelung aus den globalen Werten abgeleitet werden. 4.1 Regionale Klimamodellierung Die derzeitigen gekoppelten Globalen Zirkulations Modelle (GCM) sind recht gut in der Lage, das Klima in globalem bis kontinentalem Maßstab (Scale) zu reproduzieren. Die Berechnungen erfolgen dabei auf einem dreidimensionalen Gitter mit horizontalen Gitterpunktsweiten von einigen 100 km. Aufgrund dieser groben räumlichen Auflösung sind sie jedoch nicht in der Lage, regionale Informationen direkt zu liefern (IPCC, 1996). Nach Stott (Stott et al. 1999) sind die heutigen GCM s in der Lage, Phänomene mit einer räumlichen Ausdehnung von größer als 5000 km und einer zeitlichen Periode von mindestens 30 Jahren, sowohl in ihrem mittleren Zustand als auch in ihrer Variabilität zu reproduzieren. Diese Größenordnung wird auch als skillful scale eines GCM s bezeichnet. Speziell in dem topographisch sehr stark gegliederten Gelände der Alpen wirkt sich die geringe räumliche Auflösung der GCM s besonders stark aus, da alle orographisch verursachten oder verstärkten Wettererscheinungen (z. B. Lee-Zyklogenese, konvektiver Niederschlag), nur grob parametrisiert oder gar nicht berücksichtigt werden (Giorgi et al., 1991). Globale Modelle mit einer besseren Auflösung zu rechnen ist derzeit wegen der begrenzten Computerkapazität nicht möglich. Um dennoch zu regionalen Aussagen aus den GCM - Szenarios zu gelangen, wurden und werden seit Beginn der 90er Jahre verschiedene Regionalisierungs- (Downscaling-) Verfahren entwickelt. Hierbei unterscheidet man grundsätzlich zwischen zwei unterschiedlichen Ansätzen, dem dynamischen Downscaling und dem statistischen Downscaling (Hewitson et al., 1996) Bei den dynamischen Downscaling Verfahren wird ein physikalisches Modell (ähnlich oder gleich einem GCM) mit einer höheren räumlichen Auflösung für ein kleineres Gebiet betrieben. Dabei dienen die Ergebnisse des GCM - Laufes als Anfangs- bzw. Randbedingungen. Ziel dabei ist, alle regional relevanten Faktoren (z. B. Gebirge, Landnutzung, aber auch konvektive Prozesse) räumlich besser auflösen zu können. Statistische Downscaling Verfahren sind in der Klimafolgenforschung weit verbreitet, da sie meist weit geringere Ansprüche an die Infrastruktur stellen als dynamische 24

26 Verfahren und relativ einfach an die jeweiligen Ansprüche der Forscher angepaßt werden können (Hewitson et al., 1996). Bei diesen Verfahren wird ein statistischer Zusammenhang zwischen real gemessenen meteorologischen Stationsdaten und großräumigen Verhältnissen (einige GCM Gitterpunktswerte bis hin zu großräumigen Strukturen) abgeleitet. Unter der Voraussetzung, daß dieser statistische Zusammenhang nach einer Klimaänderung erhalten bleibt, können dann die globalen Projektionen der GCM auf den regionalen Maßstab übertragen werden (Von Storch, 1993). Bis heute wurden in Österreich nur statistische Downscaling Verfahren zur Produktion von regionalen Klimaszenarien verwendet. Eine Forschergruppe aus Seibersdorf ist derzeit jedoch dabei, eine dynamische Berechnung regionaler Klimaszenarien mittels eines Limited Area Model (LAM) durchzuführen. Erste Ergebnisse werden jedoch erst für nächstes Jahr erwartet. Wichtig für die Ergebnisse des Downscalings ist auch, welches GCM verwendet wird, da unterschiedliche GCMs zwar global recht ähnliche Ergebnisse liefern, regional jedoch größere Unterschiede auftreten können. Natürlich spielt auch das verwendete Emissionsszenario und ob Aerosole berücksichtigt werden eine Rolle. In Abbildung 4-1 sind die Ergebnisse verschiedener neuer GCMs zusammengefasst. Weiters ist auch das Alter der Modellläufe wichtig. Kam das IPCC 1996 noch zu dem Schluß, das die globale Erwärmung bis 2100 zwischen 1,0 und 3,5 C betragen wird, so geht man heute (IPCC 2001) von einer Erwärmung um 1,4 bis 5,8 C aus. Die wesentlich höhere obere Schranke beruht aber weniger auf Änderungen in den Modellen als auf veränderten Annahmen bezüglich der zu erwartenden anthropogenen Sulfatkonzentrationen als Folge von SO 2 Emissionen vor allem in der 3. Welt. Abb. 4-1: Szenarienberechnungen von verschiedenen Klimamodellen für das nächste Jahrhundert. Obwohl Unterschiede zwischen den Modellen auftreten, ist der Trend doch bei allen eindeutig. (IPCC-DDC 2001) 25