Die Auswirkungen des rezenten Klimawandels auf den Naturraum der Alpen

Inhaltsverzeichnis

I. Abbildungsverzeichnis

II. Tabellenverzeichnis

III. Abkürzungsverzeichnis

1. Vorbemerkung und Vorgehensweise

2. Rezentes Klima im Alpenraum
2.1 Begriffsklärung und geographische Einordnung der Alpen
2.2 Begriffsklärung Klima
2.3 Das rezente Klima der Alpen nach dem Formenwandel nach Lautensach
2.4 Windsysteme im Alpenraum
2.4.1 Berg- und Talwind bzw. Hangauf- und Hangabwind
2.4.2 Der Föhn

3. Der rezente Klimawandel im Alpenraum
3.1 Begriffsklärung Klimawandel
3.1.1 Treibhauseffekt und Anstieg der globalen Temperatur
3.1.2 Klimaszenarien
3.2 Veränderung der Temperatur im Alpenraum
3.2.1 Temperaturentwicklung in Österreich
3.2.2 Temperaturentwicklung in der Schweiz
3.2.3 Temperaturentwicklung in Deutschland
3.3 Veränderung des Niederschlags im Alpenraum
3.4 Veränderung der Schneeverhältnisse im Alpenraum

4. Auswirkungen des rezenten Klimawandels auf den Alpenraum
4.1 Auswirkungen auf die Alpengletscher
4.1.1 Wichtige Begrifflichkeiten
4.1.2 Alpenweite Auswirkungen auf die Alpengletscher
4.1.3 Entwicklung der Pasterze als Beispiel für einen großen Alpengletscher
4.1.4 Die bayerischen Gletscher als Beispiele für kleine Alpengletscher
4.2 Auswirkungen auf die Alpenvegetation
4.2.1 Zusammenhang zwischen Klima und Vegetation in den Alpen
4.2.2 Verschiebung der Höhenstufen der Alpen
4.2.3 Veränderung der Phänologie und Anpassung der Flora in den Alpen
4.2.4 Veränderung der Artenzahl- und Artenzusammensetzung der Alpenflora
4.2.5 Das Projekt GLORIA als Beispiel für ein Vegetationsmonitoringnetzwerk im Alpenraum
4.3 Auswirkungen auf Naturgefahren im Alpenraum
4.3.1 Begriffsklärung Naturereignis, Naturgefahr und Naturkatastrophe
4.3.2 Zusammenhang zwischen rezentem Klimawandel und Naturkatastrophen im Alpenraum
4.3.3 Auswirkungen auf Lawinen
4.3.4 Auswirkungen auf Hochwasser
4.3.5 Auswirkungen auf Massenbewegungen (Rutschungen, Felsstürze, Muren)

5. Zusammenfassung und Schlussgedanke

IV. Quellenverzeichnis

I. Abbildungsverzeichnis

Abbildung 1: Europa politisch. Die Grenzen der Alpen wurden rot markiert (BILDUNGSSERVER HAMBURG 2010).

Abbildung 2: Die geographische und geologische Einteilung der Alpen (BÖGEL / SCHMIDT 1976, S.13).

Abbildung 3: Topographie der Alpen (TAPPEINER et al. 2008, S. 62).

Abbildung 4: Übliche Skaleneinteilungen in der Klimageographie (LAUER / BENDIX 2006, S. 12).

Abbildung 5: Schematische Darstellung des Klimasystems der Erde (GLASER 2007, S. 194).

Abbildung 6: Klimatypen im Alpenraum (TAPPEINER et al. 2008, S. 66).

Abbildung 7: Durchschnittliche Lufttemperatur in °C im monatlichen Mittel von 1961-1990 im Alpenraum im Monat Januar (STÄNDIGES SEKRETARIAT DER ALPENKONVENTION 2009, S. 7).

Abbildung 8: Durchschnittliche Lufttemperatur in °C im monatlichen Mittel von 1961-1990 im Alpenraum im Monat Juli (STÄNDIGES SEKRETARIAT DER ALPENKONVENTION 2009, S. 7).

Abbildung 9: Niederschlagsverteilung im Alpenraum (STÄNDIGES SEKRETARIAT DER ALPENKONVENTION 2009, S. 6 nach: Sonderdruck aus dem Hydrologischen Atlas der Schweiz 2001).

Abbildung 10: Schema des Hang-Windsystems (GLASER 2007, S. 232).

Abbildung 11: Beziehung zwischen Hang- und Berg-Talwind-System (LAUER / BENDIX 2006, S. 163).

Abbildung 12: Schematische Darstellung des Föhneffekts (GLASER 2007, S. 233).

Abbildung 13: Schematische Darstellung des Treibhauseffekts (PODBREGAR et al. 2009, S. 20).

Abbildung 14: Konzentrationsentwicklung der drei wichtigsten Treibhausgase in der Atmosphäre vor 10000 Jahren bis zum Jahre 2000. Nicht in Abb.: Im Mai 2010 betrug der saisonal korrigierte, global gemittelte Kohlenstoffdioxidgehalt 388,2 ppm (LANGKAMP / BÖHNER 2010, S. 10 nach: IPCC 2007b).

Abbildung 15: Oben: Die global gemittelte Oberflächentemperatur (° C) der Erde seit 1850, einschließlich 2005; Unten: Die linearen Trends ° C/Dekade für die Periode 1979-2005 für die Oberfläche und die gesamte Troposphäre. Graue Flächen markieren Regionen mit ungenügender Datenbasis (LATIF 2009, S. 136 nach: IPCC 2007a).

Abbildung 16: Zeitliche Entwicklung der Jahreswerte des global gemittelten Meeresspiegels (cm) (LATIF 2009, S. 138 nach: IPCC 2007b).

Abbildung 17: Die vier Grundtypen der IPCC Emissionsszenarien für das 21. Jahrhundert. Typ A1 beinhaltet drei Szenarios (F1, T, B), die verschiedene Energiesysteme verwenden (ZEMP 2006, S. 11 nach: IPCC 2001).

Abbildung 18: Schematische Darstellung eines Downscalings (FORMAYER et al. 2009, S.16).

Abbildung 19: Durchschnittliche Lufttemperaturen; aufgeführt sind die Abweichungen der 30-jährigen Mittels der weltweiten Temperatur (dünne Linie) und Wetterstationen in den Alpen (dicke Linie) (PSENNER 2002, S. 31).

Abbildung 20: Mittlere Jahreslufttemperaturen seit Beginn der Aufzeichnungen an den Wetterstationen Innsbruck, Zugspitze und Hoher Peißenberg. Die Reihen der Stationen Hoher Peißenberg und Zugspitze wurden (Gradient von 0,6° C pro 100 m) auf die Meereshöhe von Innsbruck korrigiert (StMUG 2012, S. 10).

Abbildung 21: Vergleich der durch globale und regionale Klimamodelle simulierten Temperaturveränderungen für den Alpenraum. Alle Angaben sind Gebietsmittel über dem gesamten Alpenbogen. Die Szenarien beziehen sich auf das Temperaturmittel des heutigen Klimas (WANNER et al. 2000, S. 210).

Abbildung 22: a) zeigt die Temperatur abgeleitet aus Beobachtungen (1961-1990); b) die Temperaturen von 2041-2050 abgeleitet aus dem Klimamodell ECHAM. In ganz Österreich werden Temperaturzunahmen modelliert (MATULLA 2009, S. 175).

Abbildung 23: Erwartete Temperaturänderung im Winter im Schweizer Alpenraum (°C) . Bis 2100 ist mit einer deutlichen Erwärmung im Vergleich zur Referenzperiode 1980-2009 zu rechnen. Im Winter wird sie mit 3° C weniger stark ausfallen (CAMENZIND 2012, S.48).

Abbildung 24: Temperaturänderung im Sommer im Schweizer Alpenraum (°C). Die Temperaturen im Sommer werden um mindestens 3,5° C steigen (CAMENZIND 2012, S. 48).

Abbildung 25: Entwicklung der Jahresmitteltemperatur auf der Zugspitze (2962 m ü. NN) zwischen 1980 und 2003 (KUDERNATSCH 2007, S. 7).

Abbildung 26: Temperaturanstieg im Winter (links) und Sommer (rechts) in ° C im Jahresmittel für die Jahre 2071-2100 gegenüber dem Vergleichszeitraum 1961-90, Szenario A1B (SCHWARZ et al. 2007, S. 6).

Abbildung 27: Veränderung des Niederschlags im alpinen Raum (KROMP-KOLB 2001, S. 8).

Abbildung 28: Linearer Trend des saisonalen Niederschlags in den Alpen 1901-1990. Farben: Prozentuale Veränderungen pro 100 Jahre; Dicke Linie: 850 m Höhenlinie; Strich-Punkt-Linie: statistisch signifikant auf dem 10 %-Niveau (BMU 2008, S. 15).

Abbildung 29: Veränderungen im saisonalen Niederschlag der Alpen 2071-2100 bei verschiedenen Emissionsszenarien (A2, B2) (BMU 2008, S. 16).

Abbildung 30: Niederschlagsänderung im Winter (%) (CAMENZIND 2012, S. 49).

Abbildung 31: Niederschlagsänderung im Sommer (%) (CAMENZIND 2012, S. 49).

Abbildung 32: Veränderungen der Niederschläge in Österreich im Jahresverlauf. Zunahme im Winter (blau) und Abnahme im Sommer (rot). Änderungen beziehen sich auf den Vergleich der Perioden 1961-1990 und 2071-2100 (NIEDERMAIR et al. 2014, S. 8).

Abbildung 33: Niederschlagsintensität in Abhängigkeit zur Niederschlagsdauer (ANDRECS / HAGEN 2009, S. 23).

Abbildung 34: Schematische Darstellung der Häufigkeitsverteilung klimatischer Kenngrößen des IST-Zustandes (blaue Linie) und unter Einbeziehung des Klimawandels (rote Linie). Bereits mit geringfügigen Verschiebungen der Durchschnittswerte treten heutige extreme Verhältnisse zukünftig deutlich häufiger und stärker auf (BERZ 2004, S. 16).

Abbildung 35: Änderung der Schneefallmenge pro Jahr für verschiedene Höhenstufen (0-500 m, 1000-1500 m, 2000 m) und die Klimaszenarien A1B (rot) und B1 (blau) (JACOB et al. 2008, S. 24).

Abbildung 36: Mögliche Änderung der Zahl der Schneetage ( 3 cm) pro Jahr im A1B Szenario für die Regionen Mittenwald und Garmisch-Partenkirchen (JACOB et al. 2008, S. 25).

Abbildung 37: Anteil der schneesicheren Skigebiete im Alpenraum (100-Tage-Regel) (Steiger 2013, S. 15).

Abbildung 38: Gefährdete Skigebiete bei einer Erwärmung von 3° C (ABEGG 1996, S. 54).

Abbildung 39: Veränderung der Tage mit Schneebedeckung ( 20 cm) in den 10 wärmsten Jahren der Periode 1961 bis 1990 im Vergleich zum Durchschnitt der Gesamtperiode (KROMP-KOLB 2006, S. 106).

Abbildung 40: Tage mit Schneebedeckung in den Perioden 1960/89 und 2070/99 im Vergleich (Seiler 2006, S. 32).

Abbildung 41: Schematische Darstellung eines Gletschers (BUSCHE et al. 2005, S. 216).

Abbildung 42: Die von Gletschern bedeckte Fläche der Alpen seit dem Hochstand von 1850. Bei einem mittleren Rückgang von 3 % im Jahr (das entspricht ca. 1 m Eis) werden die meisten Gletscher in den Alpen in etwa 30 Jahren verschwunden sein (PSENNER 2008, S. 27).

Abbildung 43: Anteile vorstoßender, stationärer und zurückweichender Gletscher der Alpen seit 1880, basierend auf Daten von 38 repräsentativ ausgewählten Gletschern (VEIT 2002, S. 290).

Abbildung 44: Modellierter Rückgang der Alpenvergletscherung (links) und der Vergletscherung in den verschiedenen Alpenländern (rechts) unter Temperaturanstiegsszenarien von +1 bis +5° C, kombiniert mit Szenarien zum Niederschlag (-20 % bis +30 %) (HAEBERLI / MAISCH 2008, S. 17).

Abbildung 45: Übersichtskarte Nationalpark Hohe Tauern mit Großglockner (STÜBER et al. 2005, S. 14).

Abbildung 46: Gletscherstand der Pasterze 1985 im Vergleich zu 2013 (eigenes Foto, September 2013).

Abbildung 47: Die Längenänderungen der Pasterze nach Einzeljahren (rechte Skala, Stäbe oben) und in Summe (linke Skala, schwarze Kurve) nach den Ergebnissen der jährlichen Gletschermessungen (LIEB / SLUPETZKY 2011a, S. 65 ).

Abbildung 48: Volumenänderung vs. Gletschergröße (1969-1998) für alle österreichischen Gletscher. Die Relation für kleine Gletscher mit einer Fläche von bis zu 2 km2 sind vergrößert in der rechten Teilabbildung aufgeführt (LAMBRECHT / KUHN 2007, S. 182).

Abbildung 49: Das Einsinken der Gletscheroberfläche der Pasterze im Querprofil unterhalb der Hofmannshütte. Der Wiener Stephansdom dient als Größenvergleich (KIRCHLECHNER 2011, S. 18).

Abbildung 50: Links: Die Pasterze erscheint um 1900 als breiter Eisstrom, in den von hinten das Glocknerkees einmündet. Rechts: 2009 erreicht das Glocknerkees die Pasterze, die stark eingesunken ist, nicht mehr (ALEAN 2010, S. 27).

Abbildung 51: Eisverlust an der Pasterze am Beispiel des Haushaltsjahres 2008/2009. Die Verluste im Ablationsgebiet waren deutlich größer als der Zuwachs im Akkumulationsgebiet, was einen Massenverlust von 1120 kg/m2 zur Folge hatte (SCHÖNER 2011, S. 119).

Abbildung 52: Karte der potenziell verbleibenden aktiven Nährgebiete der Pasterze nach unterschiedlichen starken Temperaturzunahmen von +1 bis +5° C gegenüber dem Mittel 1971-90 und unter Annahme einer vernachlässigbaren Fließgeschwindigkeit. Das Szenario beinhaltet einen weiteren linearen Temperaturanstieg bis zu Verhältnissen, die um das Jahr 2100 im Mittel denen des Sommers 2003 entsprechen, für den es eine gemessene Massenbilanz gibt. Der Niederschlag wurde nicht verändert (ZAMG 2014).

Abbildung 53: Lage der fünf bayerischen Gletscher (StMUG 2012, S. 14).

Abbildung 54: Flächenentwicklung der bayerischen Gletscher seit den ersten genauen Vermessungen (BAYERISCHE GLETSCHER 2014).

Abbildung 55: Die mittleren Höhenänderungen der bayerischen Gletscher während der letzten sechs Jahrzehnte. NSF = nördlicher Schneeferner, SSF = südlicher Schneeferner, HTF = Höllentalferner, WMG = Watzmanngletscher, BEI = Blaueisgletscher (StMUG 2012, S. 23).

Abbildung 56: Vergleichsansichten des Zugspitzblatts 1890 und 2003 (BRAUN / WEBER 2005, S. 46).

Abbildung 57: Südlicher Schneeferner 2007 (BAYERISCHE GLETSCHER 2014).

Abbildung 58: Mit Surges modellierte Zeitreihe der mittleren Eisdicke und des Schneewasseräquivalents auf dem nördlichen Schneeferner an der Zugspitze. Die Eisdicke wird zudem zu den verfügbaren Terminen mit der aus geodätischen Vermessungen abgeleitet verglichen (WEBER 2011, S.60).

Abbildung 59: Vergleichsbilder des nördlichen Schneeferners 2006 und 2007 sowie die voraussichtliche Entwicklung des Gletschers unter der Annahme, dass sich das Klima nicht mehr erwärmt als dies die letzten 10 Jahre der Fall war. Modellrechnung nach GLOWA Danube (WEBER 2008, S. 10).

Abbildung 60: Der Höllentalferner im oberen Teil des Höllentals vom Zugspitzgipfel am 10.8.2003 (WEBER 2003, S. 3).

Abbildung 61: Eisdickendifferenz am Höllentalferner der Jahre 1981–2010. Verluste sind in positiven Werten angegeben (HEILIG et al. 2011, S. 56).

Abbildung 62: Prognostizierte Eisdickenkarte Höllentalferner zum Zeitpunkt 2020. Die Eisdicken wurden mittels einem derzeitigen mittleren Eismassenverlust von d = 􀀀1 m/a errechnet (HEILIG et al. 2011, S.51).

Abbildung 63: Übersichtsphoto über den Watzmanngletscher (HEILIG et al. 2011, S. 96).

Abbildung 64: Höhenänderungen (in m) am Watzmanngletscher von 1970 bis 1980 und von 1980 bis 1989 (HAGG 2006, S. 27).

Abbildung 65: Fotovergleich Blaueisgletscher o.J. (links) und 2002 (rechts) (GLETSCHERARCHIV 2014).

Abbildung 66: Eismächtigkeit des Blaueises im Jahr 2007 (BAYERISCHE GLETSCHER 2014).

Abbildung 67: Schematische Höhenstufenabfolge im Querschnitt durch die mittleren Alpen (VEIT 2002, S. 159 nach: ELLENBERG 1996, S. 562).

Abbildung 68: Durchschnittliche Änderung wichtiger Klimabedingungen mit der Höhe über dem Meer in den östlichen Zwischenalpen (ELLENBERG 1996, S. 562).

Abbildung 69: Abnahme der Artenzahl höherer Pflanzen mit zunehmender Höhenlage und zunehmender geographischer Breite (RATHJENS 1982, S. 120).

Abbildung 70: Die Waldobergrenze in den Alpen. 24 = Waldobergrenze liegt bei 2400 m; 18 = Waldobergrenze liegt bei 1800 m usw. (BÄTZING 2005, S. 38).

Abbildung 71: Gletscher- und Baumgrenzenentwicklung in der Nacheiszeit. Neue, oftmals dendrochronologisch basierte Ergebnisse zeigen überwiegend günstige Verhältnisse mit hoch gelegener Baumgrenze und meist weit zurück geschmolzenen Gletscherenden für das frühere und mittlere Holozän an (NICOLUSSI 2009, S. 50).

Abbildung 72: 6,9° C-Mai-Oktober Isothermen der Dekade 1990 bis 2000 und der Dekade 2040 (FORMAYER et al. 2009, S. 64 nach: Schaumberger et al. 2006).

Abbildung 73: Höhenabhängigkeit der Jahrestemperatur im Bergwald der Bayerischen Alpen und Veränderung der Höhengrenzen auf Grund des Klimawandels (WETTREG-Regionalisierung, Szenario B1) (EWALD / KÖLLING 2009, S.35).Grundsätzlich gibt es drei Arten wie die Alpenflora auf den rezenten Klimawandel reagieren kann: durch Persistenz im veränderten Klima, Migration in entsprechende Klimate oder Aussterben. Allerdings wird erwartet, dass die Alpenflora wohl eher durch Abwanderung als durch Adaption reagieren wird (vgl. BMU 2008, S. 33).

Abbildung 74: Mögliche Reaktionen von Arten und/oder der Höhenstufen auf Klimaveränderungen (FICKERT 2011, S. 141).

Abbildung 75: Nadelaustrieb bei der Lärche in Sargans, Schweiz, 1958-2002. Für die Zeiträume 1958-1998 (gestrichelte Linie) und 1958-2002 (durchgezogene Linie) ergibt sich eine Verfrühung um 28 bzw. 33 Tage. Der Trend hat sich durch das milde Klima 1999-2002 verstärkt (SCHICKHOFF / SCHOLTEN 2010 nach: DEFILA / CLOT 2005).

Abbildung 76: Verlauf des Eintrittstermins von Frühlingsblühern in alpinen Gebieten (TAMME 2012, S. 131).

Abbildung 77: Einflüsse des Klimawandels auf die Landschaftsstruktur im Dischmatal (Graubünden, Schweiz) in einem Ökosystemmodell. Landschaftszusammensetzung unter heutigem (links) und zukünftigem Klima (rechts) (BMU 2008, S. 37 nach: KÖRNER 2005).

Abbildung 78: Zunahme des Artenreichtums auf Alpengipfeln in den letzten 100 Jahren (SCHICKHOFF / SCHOLTEN 2010, S. 67 nach: WALTHER et al. 2005).

Abbildung 79: Modellierter Artengewinn in Deutschland nach einem 4° C-Szenario bis 2080. Modellierung für 845 Arten (KUHN 2009, S. 28).

Abbildung 80: Modellierter Artenverlust in Deutschland nach einem 4° C-Szenario bis 2080. Modellierung für 845 Arten (KUHN 2009, S. 27).

Abbildung 81: Modell der GLORIA-Erhebungsmethodik (GRABHERR et al. 2010a).

Abbildung 82: Der Musterberg für hohe Lagen, der Schrankkogel in Tirol, der GLORIA-Untersuchungsgebiete (PAULI et al. 2010, S. 157).

Abbildung 83: Was ist eine Naturkatastrophe (EMBLETON-HAMANN / KEILER 2009, S. 148)?

Abbildung 84: Möglicher Einfluss der Klimaänderung auf die Häufigkeit von Extremereignissen am Beispiel von Temperaturextremen. Blaue Kurve: heute auftretende Temperaturen; rote Kurve: zukünftige Temperaturen (HOHMANN / FREI 2003, S. 12).

Abbildung 85: Naturkatastrophen im Alpenraum zwischen 1980 und 2005. Anteile an den Schadenereignissen (eigene Darstellung nach: BERZ 2006b, S. 62).

Abbildung 86: Naturkatastrophen im Alpenraum zwischen 1980 und 2005. Anteile an den Gesamtschäden (eigene Darstellung nach: BERZ 2006b, S. 62).

Abbildung 87: Lawinenabgang. Staublawinen entwickeln enorme Druck- und Sogkräfte (TAMME 2012, S. 269).

Abbildung 88: Schneebrettlawinen gehören zu den gefährlichsten Naturereignissen (BINDER 2007, S. 28).

Abbildung 89: Summe und Zeitpunkt der Ereignisse mit Schneehöhe und 3-Tages-Neuschneesumme je größer als 75 cm. Die gerade Linie zeigt den mittleren Trend von 1896-1993 für Davos. Potentiell lawinenaktive Zeitabschnitte sind steiler als lawinenarme (AMMANN 2003, S. 79).

Abbildung 90: Die katastrophalen Lawinenwinter in den Schweizer Alpen seit 1887/88. Als Vergleichskriterium dient die Anzahl Schadenlawinen. Als Schadenlawine wird sowohl eine Lawine gezählt, die z.B. einen Alpstall beschädigt, als auch eine Lawine, die ein Haus zerstört oder eine Nationalstraße verschüttet. Die Balken sind jeweils unterteilt in die Hauptlawinenperioden. 1888 gab es drei markante Lawinenperioden (zwischen Mitte Februar und Ende März), 1951 waren es zwei (im Januar und im April). Die Angaben für 1916/17, 1923/24 und 1934/35 sind geschätzt (AMMANN 2003, S. 78).

Abbildung 91: Hochwasser an der Pegelstation Vernagtbach am 4.8.1998 als Folge der Überlagerung von großen Schmelzwasserabflüssen mit einem Gewitterregen (WEBER 2003, S. 8).

Abbildung 92: Die Extreme nehmen zu: Änderungen der Tagesniederschlagswerte im Sommer in Bayern (SEILER 2006, S. 33).

Abbildung 93: Anzahl der Wildbachereignisse je Dekade in Österreich (INTERNATIONALE FORSCHUNGSGESELLSCHAFT INTERPRAEVENT 2009, S. 37).

Abbildung 94: Mittlere Schüttung eines Alpenflusses 1961-1990 und Szenario 2071-2100. Die Zunahme des Abflusses im Winter steht in Kontrast zur sommerlichen und herbstlichen Dürre (PSENNER 2008, S. 28).

Abbildung 95: Abflusshöchstwerte des Lechs. Die Werte stützen die Vermutung der vermehrten Auftretenswahrscheinlichkeit von extremen Naturereignissen (STÖTTER / MONREAL 2010, S. 89).

Abbildung 96: Einzugsgebiet Pegelstation Vernagtbach, Ötztaler Alpen, Österreich (2.638–3.633 m NN, 11,44 km², 71% vergletschert im Jahr 2006): Jahreswerte von Gebietsniederschlag und Abfluss (1974–2008), Gletscherspende, d.h. Massenbilanz (1965–2008) (ESCHER-VETTER 2007, S. 14).

Abbildung 97: Mittlerer Jahresgang des Abflusses an der Pegelstation Vernagtbach (BRAUN / WEBER 2011, S. 8).

Abbildung 98: Schematische Darstellung unterschiedlicher Typen gravitativer Massenbewegungen. a) Fallen/Stürzen. b) Kippen. c) Rotierend rutschend. d) Flach gleitend. e) Fließen (GLADE / STÖTTER 2008, S. 152).

Abbildung 99: Niederschlags- und Grundwasserverlauf im Unwetterjahr 1999. Dargestellt sind der Niederschlag (blau, oben), der Grundwasserspiegel (olivgrün, oben), der Abfluss (grün, unten) und das Wasseräquivalent der Schneedecke (hellblau, unten) aus dem Alptal im Kanton Schwyz (WSL-Daten). Zum Vergleich sind die Hangstabilitäten in Tagesintervallen aufgezeichnet (schwarz, unten). Die erste Periode mit hoher Rutschaktivität ereignete sich vom 20.-23. Februar 1999 nach den letzten Schneefällen im Gebirge. Eine zweite Rutschperiode folgte zwischen dem 12. Und 17. Mai 1999 während Starkniederschlägen, die zeitgleich mit dem Ende der Schneeschmelze fielen (RAETZO / LATELTIN 2003, S. 74).

Abbildung 100: Vergleich Klima und Bergsturzereignisse in den letzten 1000 Jahren (GRUNER 2006, S. 32).

Abbildung 101: Karte der Permafrostwahrscheinlichkeit im Untersuchungsgebiet Hohe Tauern. In den sechs Testgebieten des Projektes permalp.at wird das Modell kalibriert und die Ergebnisse durch empirische Daten validiert (OTTO et al. 2010, S. 12).

Abbildung 102: Schematische Darstellung des Spaltenfrostes (KRAINER 2007, S. 13).

Abbildung 103: Muren und Rutschungen können Wohnhäuser zerstören und stellen somit auch eine Gefahr für Menschen auch innerhalb von Gebäuden dar (BMLFUW 2012, S. 8).

Abbildung 104: Nahaufnahmen der gefährlichen Hängegletscher in der Nordostwand des Weißhorns (ALEAN 2010, S. 201).

II. Tabellenverzeichnis

Tabelle 1: Mittlere Föhnhäufigkeit in den Alpen (eigene Darstellung nach: MALBERG 2007, S. 351).

Tabelle 2: Föhnauswirkungen auf das Lokalklima anhand der Mitteltemperatur (°C) (eigene Darstellung nach: MALBERG 2007, S. 351).

Tabelle 3: Trends der Jahresmittel der täglichen Minimal- (MIN) und Maximaltemperaturen (MAX) an verschiedenen Stationen der Alpen und des Schweizer Mittellandes seit 1901 (eigene Darstellung nach: VEIT 2002, S. 278).

Tabelle 4: Entwicklung der gesamtalpinen Gletscher (eigene Darstellung nach: HAEBERLI / MAISCH 2008, S. 16).

Tabelle 5: Die 9 stärksten Längenverluste der Österreichischen Gletscher im Vergleichszeitraum 2011/2012 (eigene Darstellung nach: FISCHER 2013, S. 7).

Tabelle 6: Länge, Fläche und Eisvolumen der Pasterze in verschiedenen Jahren seit 1851 (eigene Darstellung nach: LIEB 2013, S. 1 ff.).

Tabelle 7: Volumina der bayerischen Gletscher im Jahre 2007 (eigene Darstellung nach: StMUG 2012, S. 15).

Tabelle 8: Flächen der bayerischen Gletscher im Jahre 2009 (eigene Darstellung nach: StMUG 2012, S. 15).

Tabelle 9: Große Wetterkatastrophen 1950-1999. Schäden in Mrd. USD (eigene Darstellung nach: BERZ 2006a, S. 59).

Tabelle 10: Die Alpen, Wassertürme Europas. Abfluss = Niederschlag – Verdunstung. Jahresmittel nach Mountains of the World: Water towers for the 21st century. Mountain Agenda, Institute of Geography, University of Berne 1998 (eigene Darstellung nach: PSENNER 2008, S. 26).

III. Abkürzungsverzeichnis

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

1. Vorbemerkung und Vorgehensweise

Innerhalb Europas sind die Alpen ein wirklich einzigartiger Naturraum. Das von der UNO deklarierte „Jahr der Gebirge 2002“ war ein Versuch, die besondere Bedeutung der Gebirgsräume für die Menschheit ins Bewusstsein der Menschen zu rücken. Schon zehn Jahre zuvor wurde von der UNCED-Konferenz von Rio de Janeiro die „Agenda 21“ verfasst, in der Gebirge als besonders sensible und schutzwürdige Ökosysteme auf die gleiche Bedeutungsstufe wie die tropischen Regenwälder und die Antarktis gerückt wurden. Die gesonderte Rolle der Alpen für Europa kommt in den Stichworten zum Ausdruck, die die Alpen als „Wasserschloss Europas“, Erholungsraum oder Zentrum der Biodiversität darstellen (vgl. VEIT 2002, S. 9).

Dabei hat das Hochgebirge im Herzen Europas in den letzten Jahren auch immer wieder für Schlagzeilen gesorgt. Der Lawinenwinter von 1999 sowie mehrere verheerende Hochwasser (z.B. im Jahr 2005) und Stürme standen die Alpen europaweit auf den Titelseiten der Zeitungen und im Fokus der Fernseh- und Rundfunknachrichten. Ferner rücken zunehmend nicht nur die Ausmaße solcher Katastrophen in das Zentrum der Aufmerksamkeit, sondern die alltäglichen Probleme der Alpen wie Berglandwirtschaft, Tourismus, Verkehr oder Klimawandel (vgl. BÄTZING 2005, S. 9).

Die vorliegende Arbeit konzentriert sich im Folgenden auf den Teilbereich Klimawandel in den Alpen, genauer gesagt, mit den Auswirkungen des rezenten Klimawandels auf den Naturraum der Alpen. Es steht außer Frage, dass die Folgen des Klimawandels zu den größten Bedrohungen für das Bergökosystem in Mitteleuropa gehören. Die Natur im Alpenraum reagiert besonders empfindlich auf Veränderungen, da sich nirgendwo sonst in Europa so klimasensitive Naturräume auf vergleichsweise kleiner Fläche befinden. Bestimmte negative Auswirkungen des Klimawandels auf den Alpenraum sind dabei nicht mehr zu verhindern, lediglich zu mildern (vgl. BMU 2008, S. 4).

Immer wieder finden wir in den Medien Schlagzeilen wie „Die Alpen als Gefahrenzone“ im Bezug auf die Zunahme der Risiken in den Alpen durch den Klimawandel, wodurch es in Zukunft immer häufiger z. B. zu Felsstürzen kommen wird (vgl. HERRMANN 2010). Andere Artikel wie „Bis 2050 werden wir nur noch die Zugspitze haben“ (FISCHHABER 2014) oder „Gletscherschmelze: Alpen werden zur Seenlandschaft“ (BOJANOWSKI 2013) behandeln die Folgen des rezenten Klimawandels auf die Niederschlagsverhältnisse und das Gletscherverhalten im Alpenraum.

Anhand der Arbeit sollen auch die durch oben genannte Schlagzeilen entstehenden Fragen beantwortet werden. Solche sind: Wie äußert sich der rezente Klimawandel im Bezug auf bestimmte Klimaparameter im Alpenraum? Wie hat sich das Klima im Vergleich zur Vergangenheit in den Alpen verändert? Welche sind die konkreten Auswirkungen des Klimawandels auf den Alpenraum? Welche Prognosen gibt es für die Zukunft?

Die Beantwortung solcher Fragen ist die Intention des Autors, wobei nur die konkreten Auswirkungen des Klimawandels auf den Alpenraum dargestellt werden und auf die Auflistung möglicher Anpassungsmaßnahmen verzichtet wird. Folgende Vorgehensweise wurde gewählt: Zuerst kommt es zur Darstellung des rezenten Klimas in den Alpen, wobei zuvorderst der Alpenraum definiert wird, bevor es zu einer Beschreibung des rezenten Wandels des Klimas im Alpenraum kommt. Dies erfolgt anhand der verschieden Klimaparameter wie Temperatur und Niederschlag im Anschluss an eine Definition des Klimawandels im globalen Maßstab. In einem nächsten Schritt kommt es zum Schwerpunkt der Arbeit, zu den Auswirkungen des rezenten Klimawandels auf den Alpenraum. Der Hauptteil gliedert sich in drei große Blöcke: den Auswirkungen auf die Alpengletscher, den Auswirkungen auf die Vegetation der Alpen und den Auswirkungen auf die Naturgefahren im Naturraum der Alpen.

Die Gletscherveränderungen werden anhand der bayerischen Gletscher als Beispiele für kleine Alpengletscher und der Pasterze in Österreich als Beispiel für einen großen Alpengletscher illustriert. Die Auswirkungen auf die Alpenvegetation werden mittels der Veränderungen der Bereiche Vegetationszonen, Phänologie, Artenzahl- und Artenzusammensetzung dargestellt. Das Projekt GLORIA dient als Exempel für ein Beobachtungsnetzwerk der globalen Gebirgsvegetation, das auch in den Alpen tätig ist. Die Auswirkungen des Klimawandels auf die Häufigkeit und das Ausmaß alpiner Naturgefahren wird exemplarisch durch Lawinen, Hochwässer und Massenbewegungen wie Rutschungen, Berg- und Felsstürze und Muren beschrieben.

In den einzelnen Kapiteln werden stets Begriffsklärungen der einzelnen Termini an den Anfang gestellt.

Die Arbeit erhebt keinen Anspruch auf Vollständigkeit, sondern soll als Überblicksdarstellung zu den wesentlichen Auswirkungen auf den Naturraum der Alpen verstanden werden, welche sich bestimmter regionaler Beispiele bedient, anhand derer die wichtigsten Zusammenhänge aufgeführt werden.

2. Rezentes Klima im Alpenraum

2.1 Begriffsklärung und geographische Einordnung der Alpen

Bevor auf das rezente Klima im Alpenraum eingegangen wird, muss die Alpenregion zuerst einmal abgegrenzt werden. Abbildung 1 zeigt eine Karte des gesamten Alpengebiets mit seiner Lage in Mitteleuropa (vgl. VEIT 2002, S. 14).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 1: Europa politisch. Die Grenzen der Alpen wurden rot markiert (BILDUNGSSERVER HAMBURG 2010).

Im Folgenden werden die Alpen definiert als „Teil des jungen alpidischen Faltengebirgsgürtels. Sie markieren als Hochgebirge sowohl klimatisch als auch historisch eine Grenze zwischen Mittel- und Südeuropa. Während sie im Süden zur Poebene scharf begrenzt sind, haben sie im Norden ein relativ breites Vorland, dessen Grenze etwa durch Donau und Aare markiert wird. Für den Alpenraum ist die Verbindung von 4 Massiven sowie aus gefalteten und verschobenen Gesteinsdecken charakteristisch. Erstere sind aus den Schwellen des Geosynklinalmeeres entstanden, letztere aus dessen Trögen. Die Westalpen werden aus Massiven wie dem Montblancmassiv aufgebaut. In der Schweiz bilden sie zwei Zonen, die durch das Längstal der Rhone getrennt sind (u. a. Aaremassiv, Gotthardmassiv). Die Ostalpen bestehen aus drei Gebirgsketten: den Nördlichen Kalkalpen, den Zentralalpen (Tauern) und den Südlichen Kalkalpen; getrennt werden sie jeweils durch Längstäler (Inn, Salzach, Enns, Drau)“ (DIERCKE ONLINE 2011).

Laut der Abgrenzung durch die Alpenkonvention umfassen die Alpen eine Fläche von 190.912 km², die von ca. 13 Millionen Menschen bewohnt wird, und erstecken sich über insgesamt acht Staaten: Deutschland, Schweiz, Österreich, Frankreich, Italien, Lichtenstein, Monaco und Slowenien (vgl. CIPRA ALPENKONVENTION 2007).

Die Alpen entstanden im Oligozän und Miozän als Folge der langsamen Stauchung und Schließung des Urmeers Tethys durch die Verschiebung Afrikas in Richtung Norden. Im Zuge der Annäherung Afrikas und Eurasiens wurden Schichten von Sandstein, Schieferton, Kalkstein und Dolomit, die sich in dem flachen Tethysmeer abgelagert hatten, zusammengeschoben und angehoben. Durch den hohen Druck wurden Falten von ihrer Unterlage weggerissen und zu schrägen Überschiebungsflächen übereinander geschoben (vgl. COENRAADS 2007, S. 240).

Durch Eiszeiten kam es zu einer weiteren Überformung dieser Landschaft. Dabei ist für das heutige Bild der Alpen vor allem die Würm-Eiszeit landschaftsprägend, die den Zeitraum von 115.000 bis 10.000 Jahre vor heute einnahm und 20.000 Jahre vor heute ihren Höhepunkt erreichte. Die eiszeitlichen Spuren dieser Kaltzeit wurden nicht von weitern Gletschern ausgeschürft oder von deren Sedimenten überlagert, weshalb diese genaue Datierung möglich. Durch den Einfluss der Vergletscherung während der Eiszeit wurden die heutigen Täler ausgebildet sowie Moränenlandschaften und glaziale Sonderformen, die das heutige Bild der Alpen bestimmen (vgl. PFIFFNER 2009, S. 325 ff.).

Dies alles beeinflusst die heutige Zusammensetzung der Landschaften, die Geologie und Böden, das Relief und das Klima in den Alpen. Das Hochgebirge lässt sich auf verschiedene Art und Weise gliedern (vgl. Abbildung 2). Zum einen im Hinblick auf die Nord-Süd-Verteilung, aus der sich im Wesentlichen drei große Teile ergeben: die Zentralalpen, die im Zentrum des Alpengebietes liegen und die Kalkalpen, welche sich im Norden und Süden jeweils an die Zentralalpen anschließen. Die dritte Großlandschaft sind die Gebiete zwischen diesen beiden Großteilen, für die es aber keinen einheitlichen Namen gibt (vgl. HAMMER 2009, S.6).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 2: Die geographische und geologische Einteilung der Alpen (BÖGEL / SCHMIDT 1976, S.13).

Die Alpen erstrecken sich in einem 1200 km langen bogenförmigen Verlauf vom Golf von Genua bis zur ungarischen Tiefebene und trennen dadurch die Apenninen-Halbinsel vom europäischen Rumpf. Durch die Längserstreckung über elf Längengrade (4° 55´ 0 bis 16° 20´ 0) und die Breitenausdehnung (südlichster Punkt bei Nizza 43° 45´ N; nördlichster Punkt bei Wien 48° 15´ N) erfahren die Alpen im Bezug auf Klima und Vegetation beträchtliche Modifizierungen (vgl. GLAUERT 1975, S. 8).

Im Inneren des Alpenbogens ist die Po-Ebene zu finden, welche sich durch ein geringes Relief auszeichnet. Außerhalb des Gebirgsbogens befinden sich schmale, reliefarme Becken, nämlich der Rhone-Bresse-Graben im Südwesten, der Rhein-Graben im Norden und das Becken von Wien im Osten. Der Verlauf der Ostalpen ist im Wesentlichen die Ost-West-Richtung, wobei die Ostgrenze etwa auf der Linie St. Margrethen-Chur-Sondrio liegt. Die Zentralalpen zeichnen sich durch ihre ihren Nord-Süd-Verlauf aus, genauso wie die Westalpen (vgl. BIRKENHAUER 1980, S. 7 f.).

Abbildung 3: Topographie der Alpen (TAPPEINER et al. 2008, S. 62).

Im topographischen Kontext (vgl. Abbildung 3) sind die Alpen das höchste Gebirge Europas. In den Westalpen werden durchschnittlich Höhen von 3500 - 4200 m ü. NN erreicht. Der Mont Blanc in den französischen Alpen ist mit 4810 m ü. NN die höchste Erhebung des Gebirges. Im Bereich der Westalpen findet man zwischen Montreux und Ivrea auch die größte Zusammendrängung des Hochgebirges auf 150 km. Die Ostalpen hingegen sind durch eine starke Auffächerung gekennzeichnet. Auf Höhe des Brenners sind die Alpen 250 km breit. Gleichzeitig ist der Brenner mit 1370 m NN auch der niedrigste Pass der Alpen. Die durchschnittliche Gipfelhöhe in den Ostalpen beträgt ca. 2500 - 3600 m ü. NN und liegt damit deutlich unter der durchschnittlichen Gipfelhöhe der Westalpen (vgl. GLAUERT 1975, S. 9).

2.2 Begriffsklärung Klima

Nachdem der Begriff Alpen im vorherigen Kapitel erläutert wurde, wird im Folgenden knapp geklärt, was mit dem Terminus Klima gemeint ist.

Der Begriff Klima stammt aus dem Griechischen, bedeutet so viel wie „sich neigen“ und bezieht sich dabei auf die Neigung der Erdachse gegen die Sonne und damit auf die Abhängigkeit des durchschnittlichen Wettergeschehens vom Einfallswinkel der Sonne (vgl. MALBERG 2007, S. 271).

Ausgehend von den ersten Definitionsversuchen aus dem antiken Griechenland wurden über die Jahrhunderte immer griffigere Definitionen gebildet. So beispielsweise die Definition Alexander von Humboldts (1767–1835): „Alle Veränderungen in der Atmosphäre, von denen unsere Organe merklich affiziert werden […]. Die Temperatur, die Feuchtigkeit, die Veränderungen des barometrischen Druckes, der ruhige Luftzustand oder die Wirkungen ungleichnamiger Winde, die Ladung oder die Größe der elektrischen Spannung, die Reinheit der Atmosphäre oder ihre Vermengung mit mehr oder minder ungesunden Gasaushauchungen“ (GLASER 2007, S. 190).

Heute versteht man gemeinhin unter dem Begriff Klima: „alle Wettererscheinungen für einen bestimmten Zeitraum an einem Ort oder in einem Gebiet […]. Angaben zum Klima sollen sich auf lange Zeiträume beziehen; in der Regel handelt es sich hierbei um 30 Jahre, für die die Mittel- und Extremwerte sowie die statistischen Häufigkeitsverteilungen der Klimaelemente aufbereitet werden“ (KUTTLER 2009, S. 12).

Vom Klima müssen die Begriffe Wetter und Witterung abgegrenzt werden. Das Wetter wird als der augenblickliche Zustand der Atmosphäre als Zusammenwirken meteorologischer Messgrößen verstanden. Die Witterung dagegen beschreibt den allgemeinen Charakter des Wetterablaufs über eine längere Beobachtungszeit von wenigen Tagen bis Monaten. Zur Unterscheidung der Begriffe Witterung und Klima sagte Wladimir Köppen (1846 – 1940) richtigerweise aus: „Die Witterung ändert sich, während das Klima bleibt“ (GLASER 2007, S. 190).

Wie Abbildung 3 zeigt, so hat der Klimabegriff eine räumliche und zeitliche Dimension, wodurch sich unterschiedliche Skaleneinteilungen ergeben (vgl. LAUER / BENDIX 2006, S. 12).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 4: Übliche Skaleneinteilungen in der Klimageographie (LAUER / BENDIX 2006, S. 12).

Mit dem Klima beschäftigt sich die Meteorologie einerseits, welche die Lehre von der Beschaffenheit der Atmosphäre im Allgemeinen ist und als Teilbereich der Geophysik zu verstehen ist. Andererseits steht die Klimatologie, welche die Lehre von der Beschaffenheit der Atmosphäre in den verschiedenen Erdteilen ist und der Physischen Geographie zugehörig ist (vgl. GLASER 2007, S. 190).

Anstelle des Klimabegriffs wird in der jüngsten Zeit vermehrt der Terminus Klimasystem (vgl. Abbildung 4) gebraucht, welcher betont, dass das Klima in direkter und indirekter Weise von den Wechselwirkungen verschiedener Subsysteme abhängig ist (vgl. KUTTLER 2009, S. 14).

Das Klimasystem der Erde wird von externen und internen Einflussparametern angetrieben. Zu den externen Einflussgrößen zählen beispielsweise die solare Einstrahlung oder die Änderung der Erdbahnelemente. Zu den internen Antrieben zählen die Prozesse, die von den Untersystemen des Klimasystems der Erde ausgehen. Diese Subsysteme sind die Atmosphäre, die Geosphäre, die Hydrosphäre, die Kryosphäre, die Biosphäre und die Lithosphäre, deren oberster Teil die Pedosphäre ist (vgl. MALBERG 2007, S. 303).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 5: Schematische Darstellung des Klimasystems der Erde (GLASER 2007, S. 194).

2.3 Das rezente Klima der Alpen nach dem Formenwandel nach Lautensach

Es werden fünf Grundtypen im Bezug auf das Klima im Alpenraum unterschieden, welche in Abbildung 5 graphisch aufgeführt sind:

(1) nördlich-mitteleuropäisch: hohe Niederschlagssummen mit vielen Niederschlagstagen und ausgeprägtem Sommermaximum bei geringer Variabilität zwischen den Jahren sowie typisch mitteleuropäischem Temperaturverlauf;
(2) südlich-submediterran: mit hohen Niederschlagssummen mit wenig Niederschlagstagen, hoher Niederschlagsintensität mit Maxima im Frühling und Herbst bei hoher Variabilität und ausgeprägter Sommerwärme;
(3) westlich-ozeanisch: mit mittleren Niederschlagssummen und ausgeglichenen Jahresgängen von Niederschlag und Temperatur;
(4) östlich-kontinental: mit mittleren Niederschlagssummen, ausgeprägtem Sommermaximum und häufigen Gewittern und Hagel bei mittlerer Variabilität und eher kontinentalem Temperaturverlauf;
(5) inneralpin-trocken: mit geringen Niederschlagssummen und ausgeprägtem Sommermaximum im östlichen und gleichmäßiger Niederschlagsverteilung im westlichen Gebiet bei hoher Variabilität und mitteleuropäischem Temperaturverlauf. Nur hier herrscht Wassermangel (vgl. TAPPEINER et al. 2008, S. 67).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 6: Klimatypen im Alpenraum (TAPPEINER et al. 2008, S. 66).

Im Allgemeinen ist das Klima in Gebirgsräumen in den gemäßigten Breiten, zu welchen auch die Alpen zu zählen sind, durch drei Hauptphänomene charakterisiert:

Zum einen durch die Unterscheidung von Luv- und Leeseiten im Verhältnis zu den regenbringenden Winden. Demnach sind die Gebirgsflanken feuchter als die inneralpinen Teile der Großregion der Alpen. In den Bereichen, in denen die Alpen eine große Breite erlangen, können Trockeninseln auftreten, die teilweise steppenartige Züge aufweisen. Diese inneralpinen Trockeninseln können beispielsweise im Tessin und im Wallis in den Westalpen vorgefunden werden (vgl. LICHTENBERGER 2005, S. 68).

Außerdem führt die Abnahme der Temperatur mit zunehmender Höhe dazu, dass mit steigenden Niederschlägen höhere Temperaturen vorherrschen müssen, damit bestimmte Kulturpflanzen angebaut werden können.

Das dritte Phänomen ist neben dem Gegensatz der Luv- und Leeseiten der Unterschied zwischen Süd- und Nordhängen. Besonders in den alpinen Längstälern ist gut zu erkennen, dass an den südschauenden Hängen Siedlung und Nutzung in höhere Lagen hinauf greifen, während die nordschauenden Hänge von Wäldern bedeckt sind (vgl. ebd., S. 68).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 7: Durchschnittliche Lufttemperatur in °C im monatlichen Mittel von 1961-1990 im Alpenraum im Monat Januar (STÄNDIGES SEKRETARIAT DER ALPENKONVENTION 2009, S. 7).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 8: Durchschnittliche Lufttemperatur in °C im monatlichen Mittel von 1961-1990 im Alpenraum im Monat Juli (STÄNDIGES SEKRETARIAT DER ALPENKONVENTION 2009, S. 7).

Die klimatischen Verhältnisse der Alpen sind, aufgrund der weiten Ausdehnung und der großen Höhenunterschiede innerhalb der Region, nur sehr schwierig zu beschreiben.

Im Folgenden stützen sich die kommenden Aussagen auf den Formenwandel nach Lautensach, den Bätzing in seiner Publikation von 2005 und Veit in seiner Veröffentlichung von 2002 zur Beschreibung des Alpenklimas verwenden. Sie beschreiben das Klima durch die Darstellung von vier Arten des Formenwandels.

Der hypsometrische Formenwandel zeichnet sich dadurch aus, dass je höher man im Alpenraum kommt, desto geringer wird die Durchschnittstemperatur und desto geringer wird die Vegetationszeit und desto höher wird der Niederschlag, der mit steigender Höhe als Schnee fällt. Je höher man kommt, desto intensiver wird auch die Sonneneinstrahlung, was den Temperaturunterschied zwischen Schatten und Licht größer werden lässt (vgl. BÄTZING 2005, S. 34).

Die drei Druckgebilde, welche das Wettergeschehen in den Alpen im Wesentlichen steuern, sind das Islandtief, das Azorenhoch und das sibirische Kältehoch im Winter bzw. kleinräumige Hitzetiefs im Sommer. In Abhängigkeit von der geographischen Position wechselt der Einfluss dieser Druckgebilde jahreszeitlich durch das Hin- und Herpendeln der Zirkulationsglieder. Die beiden Gegenspieler Islandtief und Azorenhoch sind durch ihre längerfristige Periodizität in ihrer Intensität gekennzeichnet, welche man als NAO bezeichnet. Besonders im Winter hat die NAO erheblichen Einfluss auf das europäische Wettergeschehen. Hohe Luftdruckunterschiede zwischen Islandtief und Azorenhoch haben eine verstärkte Westwinddrift und zonale Zirkulation zur Folge, weswegen die Winter in den Alpen wärmer werden. Im Fall von geringen Luftdruckunterschieden kommt es zu einer Abschwächung der Westwinde und zu einer eher meridionalen Luftströmung, wodurch verstärkt polare Kaltluft zugeführt wird und die Winter kälter werden (vgl. VEIT 2002, S. 35-37).

Der hypsometrische Formenwandel ist der prägendste für den Alpenraum. Allerdings gibt es eine Ausnahme, die Temperaturinversion. Diese entsteht dadurch, dass die Längstäler und inneralpinen Becken der Alpen einen Großteil des Tages im Schatten der angrenzenden Berge liegen. Dies führt dazu, dass die bodennahe Luftschicht der Täler von der Sonne nicht erreicht wird, weswegen die Luft des Talbodens kalt bleibt und nicht entweichen kann. Dagegen ist 200 - 300 m über dem Talboden liegende Luft deutlich wärmer. Diese Inversion führt zu einer geschlossenen Wolkendecke im Tal (vgl. BÄTZING 2005, S. 34).

Der zweite Formenwandel ist der peripher–zentrale Wandel, welcher die Kontrastierung des feucht-kühlen Alpenrands zum inneralpinen trocken-warmen Klimaraum beschreibt (vgl. VEIT 2002, S. 35). Die Alpen zwingen durch ihre Höhe Wolkenmassen vom Atlantik oder vom Mittelmeer zum Aufsteigen und Abregnen. Durch diese Eigenschaft ist der Niederschlag im gesamten Alpenrand besonders hoch (vgl. Abbildung 9), wodurch die Schneegrenze und auch alle Vegetationsgrenzen erheblich gesenkt werden. Im Alpeninnern ist es dagegen trocken mit einer hohen Sonnenscheindauer, da sich die Wolken bis dahin schon abgeregnet haben. Schnee und Waldgrenze liegen hier deutlich höher als in den äußeren Alpenregionen. Das Klima in den alpinen Randbereichen ist also eher maritim geprägt, das Klima in den alpinen Trockentälern weist kontinentalen Einfluss auf (vgl. BÄTZING 2005, S. 34 f.).

Der planetarische Formenwandel beschreibt den klimatischen Unterschied des warmen Südens und des kalten Nordens. Die Lage der Alpen erstreckt sich entlang der Nord-Süd-Achse zwischen ca. 44 bis 48° N im Übergangsbereich zwischen dem gemäßigten mitteleuropäischen und dem mediterranen Klima. Vor allem für die bodennahen Luftschichten stellen die Alpen ein erhebliches Hindernis im thermischen und mechanischen Sinne dar (vgl. VEIT 2002, S. 35). Die Stauwirkung der Nordalpen beginnt bereits im Alpenvorland. In Bayern beispielsweise nimmt der Jahresniederschlag von 650-700 mm auf 1000 mm am Alpenrand zu. Ganz besonders stark sind die nach Norden ausgerichteten Taleingänge beregnet. Die Station Hohenaschau im Priental verzeichnet in 600-700 m ü. NN einen Jahresniederschlag von 2000 mm. Im Vergleich dazu fallen in den Gipfeln der bayerischen Alpen ca. 2500 mm. Im Unterschied zu den Südalpen zählen die Nordalpen deutlich mehr Tage mit Niederschlag (vgl. WEISCHET / ENDLICHER 2000, S.88 f.). Im Süden grenzen die Alpen an ein mediterranes Klima mit Niederschlagsmaximum im Winter, im Norden grenzen sie dagegen an ein kühlgemäßigtes Klima mit ganzjährigen Niederschlägen mit Maximum im Sommer. Generell sind die Nordalpen wesentlich kälter als die südlichen Alpen. In den Südalpen fallen die Niederschläge hauptsächlich im Frühjahr und Herbst während die Nordalpen durch ganzjährige Niederschläge gekennzeichnet sind. Im Allgemeinen sind die klimatischen Verhältnisse in den Südalpen besser als in den Nordalpen, wobei vor allem in den südlichen Alpen sommerliche Trockenheit, Hochwasser und Starkniederschläge vorkommen können (vgl. BÄTZING 2005, S. 35). Kaltluftvorstöße erreichen die Alpensüdseite nur in abgeschwächter und föhniger Form. Der mittlere Bewölkungsgrad in den Südalpen beträgt lediglich 50 % im Vergleich zu 65 % in den Nordalpen. Des Weiteren ist die mittlere Jahrestemperatur in den Südalpen um ca. 2° C höher als in den Nordalpen. Ferner liegt die Sonnenscheindauer in den Südalpen wesentlich höher als in den Nordalpen. Während Bad Tölz 1765 h und Salzburg 1659 h Sonne im Jahr haben, werden in Lugano 2286 h und in Verona 2104 h Sonne pro Jahr gemessen. Zusätzlich dazu ist zu beachten, dass die Niederschlagsintensität auf der Alpensüdseite weitaus höher ist als auf der Alpennordseite. Fallen in Lugano 1742 mm an 107 Niederschlagstagen, so fallen in Zürich 1136 mm verteilt auf 134 Tage (vgl. WEISCHET / ENDLICHER 2000, S.90 f.).

Letztlich kommt auch der westöstliche Formenwandel zum Tragen, welcher den Wechsel zwischen feucht-ozeanischen Luftmassen der Westalpen und dem trocken-kontinentalen Klima des Pannonischen Gebirges in östlicher Richtung beschreibt (vgl. VEIT 2002, S. 35). Die große West-Ost-Erstreckung hat zur Folge, dass die Alpen auch von dem im Westen ozeanisch geprägten und nach Osten hin immer kontinentaler werdenden Klima beeinflusst werden. Dadurch sind die Westalpen feuchter und die Ostalpen trockener. Durch den Einfluss des Mittelmeers im Süden setzt sich diese Kontinentalität erst im äußersten Osten der Alpen durch. Die Tiefdruckgebiete aus dem Raum östliche Po-Ebene-Adria ziehen zuerst über die Karnischen und Julischen Alpen und anschließend über die Hohen und Niederen Tauern nach Norden, wodurch dieser Alpenbereich noch unter ozeanischem Einfluss steht. Schließlich ist erst der östliche Teil der Ostalpen auf der Linie Linz-Ljubljana deutlich kontinental geprägt (vgl. BÄTZING 2005, S. 36).

Da der konvexe Bogen der Westalpen quer zur Hauptzirkulationsrichtung steht, ist der Westrand der Westalpen sehr stark beregnet. Beispielsweise erreichen die französischen Kalkalpen der Bauges und Bornes, des Vercors und der Chartreuse in den Gipfelbereichen ca. 3000 mm. Die recht südliche Lage der Westalpen und die Nähe des Azorenhochs und des Mittelmeers bedingen ein schwaches Niederschlagsminimum im Sommer. In Genf beispielsweise ist der Juli mit durchschnittlich sieben Regentagen der Monat mit der geringsten Niederschlagshäufigkeit. Die Westalpen können als Übergangsbereich zum Herbst- und Winterregengebiet der provenzalischen Alpen und der Seealpen bezeichnet werden (vgl. WEISCHET / ENDLICHER 2000, S.88).

In den Ostalpen sind tiefere Winter- und höhere Sommertemperaturen zu verzeichnen als in den Westalpen. Zu erwähnen ist die erhöhte Gewitterneigung in den Ostalpen. Das Grazer und das Klagenfurter Becken gelten als Haupthagelzone Österreichs (vgl. ebd., S. 92). Der westöstliche Formenwandel ist im Vergleich zu den anderen drei Typen der am schwächsten ausgebildete im Bezug auf die klimatischen Verhältnisse in den Alpen (vgl. BÄTZING 2005, S. 36).

Zusammenfassend lässt sich zu den vier verschiedenen Arten des klimatischen Formenwandels in den Alpen folgendes festhalten. Die inneralpinen Trockenzonen sowie die südlichen mediterran beeinflussten Gebiete und die südexponierten Hänge sind aufgrund der hohen Sonneneinstrahlung und milden Temperaturen besonders für Landwirtschaft und andere anthropogene Nutzung geeignet. Generell sind auch die Westalpen wegen ihrer Vielzahl an Trockentälern und auch der westliche Teil der Ostalpen zwischen Splügen- und Brennerpass klimatisch bevorzugt (vgl. ebd., S. 36).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 9: Niederschlagsverteilung im Alpenraum (STÄNDIGES SEKRETARIAT DER ALPENKONVENTION 2009, S. 6 nach: Sonderdruck aus dem Hydrologischen Atlas der Schweiz 2001).

2.4 Windsysteme im Alpenraum

2.4.1 Berg- und Talwind bzw. Hangauf- und Hangabwind

In den Alpen treten zahlreiche Lokalwinde auf. Diese entstehen, wenn die synoptische Zirkulation schwach ausgeprägt ist und die Winde vorwiegend thermisch ausgelöst werden. Dann treten diese im Tag-Nacht-Wechsel als thermotopographische Ausgleichsströmungen auf (vgl. VEIT 2002, S. 61).

Zu den kleinräumigen Lokalwinden zählen beispielsweise die Hangwind- und Berg-Tal-Windsysteme, welche durch unterschiedliche Strahlungs- und Wärmeumsätze an unterschiedlich geneigten und exponierten Oberflächen in stark reliefiertem Gelände entstehen (vgl. GLASER 2007, S. 231).

Die solare Einstrahlung tagsüber führt an Berghängen zu einem aufwärtsgerichteten Wind, der als Hangaufwind bezeichnet wird. Demgegenüber entsteht nachts ein hangabwärtsgerichteter Wind, der als Hangabwind bezeichnet wird. Ursächlich für dieses Windsystem (vgl. Abbildung 10) ist die Tatsache, dass die Erwärmung und Abkühlung der Luft von der Erdoberfläche ausgeht. Tagsüber erwärmt sich die den Berghängen aufliegende Luft sehr stark, jedenfalls mehr als die Luft in gleicher Höhe, welche sich über dem Talboden befindet und sich langsamer und weniger erwärmt. Die wärmere Luft an den Berghängen besitzt eine geringere Dichte und steigt an den Hängen auf. In der Nacht hingegen kühlt sich die den Berghängen aufliegende Luft schneller ab als die Luft, welche über dem Talboden aufliegt. Die kühlere Luft an den Berghängen besitzt nun eine höhere Dichte und fließt dementsprechend hangabwärts als kühler Hangabwind unter dem Einfluss der Schwerkraft (vgl. MALBERG 2007, S. 347).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 10: Schema des Hang-Windsystems (GLASER 2007, S. 232).

Aus den Prozessen, die im Bezug auf die Hangauf- und abwinde geschildert wurden, ergibt sich in den Alpen ein tagesperiodisches System aus Berg- und Talwinden, welches in Abbildung 11 veranschaulicht wird. Bei frühmorgendlicher solarer Einstrahlung entsteht das System von Hangaufwinden, welches durch einen kaltluftbedingten Bergwind unterstützt wird (vgl. Abbildung 11 a). Mit intensiverer Sonneneinstrahlung kehrt sich die Strömungsrichtung im Laufe des Tages um und bildet einen Talwind (vgl. Abbildung 10 b), der auch dann noch weiter bestehen bleibt, wenn am frühen Abend die Hangwindzirkulation ihre Bewegungsrichtung ändert und Hangabwinde entstehen (vgl. Abbildung 10 c). Schließlich entstehen in der Nacht ein durch die Strömungsrichtung der Kaltluft verursachtes System von Hangabwinden und Bergwinden (vgl. Abbildung 10 d). Wichtig ist auch, dass es in der Höhe Ausgleichsströmungen gibt, welche den Berg- und Talwinden entgegengesetzt sind (vgl. GLASER 2007, S. 231 f.).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 11: Beziehung zwischen Hang- und Berg-Talwind-System (LAUER / BENDIX 2006, S. 163).

2.4.2 Der Föhn

Jedes Gebirge hat gegenüber der vorherrschenden Windrichtung eine Luvseite, die durch Stauerscheinungen und erhöhte Niederschlagsmengen charakterisiert ist. Daneben gibt es die Leeseite, welche im Windschatten geringere Niederschlagsmengen vorweist. Ein besonderes Phänomen der Leeseite der Alpen ist der Föhn. Der Name stammt aus den Alpen, wird aber weltweit verwendet. Unterschiedlich sind im weltweiten Vergleich lediglich die verschiedenen regionalen Bezeichnungen für den Föhn. In den Rocky Mountains heißt er Chinook, in Chile Puelche und in Argentinien beispielsweise Zonda (vgl. RATHJENS 1982, S. 51).

Der Föhn ist ein warmer trockener Fallwind, welcher entsteht, wenn auf der einen Alpenseite ein Tiefdruckgebiet und auf der anderen ein Hochdruckgebiet liegt und die daraus resultierende Ausgleichsströmung die Alpen überqueren muss. Dies führt dazu, dass sich die Ausgleichsströmung an der Luvseite abregnet und am Alpenhauptkamm eine sogenannte Föhnmauer, d.h. eine mauerartige Wolkenmasse, entsteht. Auf der Leeseite erwärmt sich die Luftmasse durch das Absinken stark (vgl. BÄTZING 1997, S. 94 f.). In Abbildung 12 wird das Föhnprinzip schematisch dargestellt. Wenn beispielsweise ein Hoch über Südosteuropa und ein Tief über Westeuropa herrscht, dann wird feuchte Luft von Süden her gegen die Alpen geführt, was man in diesem Fall als Südföhn bezeichnen würde (vgl. MALBERG 2007, S. 349).

Bei angenommener südlicher Anströmung der Luft kühlt sich diese beim Aufstieg an der Alpensüdseite zuerst trockenadiabatisch um 1° C/100 m ab. Nachdem das Kondensationsniveau überschritten wurde sinkt die Abkühlungsrate aufgrund der frei werdenden latenten Kondensationswärme. Die Abkühlung erfolgt nun feuchtadiabatisch, wobei die Abkühlung ca. 0,5° C/100 m beträgt (vgl. GLASER 2007, S. 233).

Zeitgleich bildet sich am Alpenhauptkamm eine Wolkenwand. Auf der Alpennordseite steigen die Luftmassen mit deutlich reduziertem Luftfeuchtegehalt wieder ab und erwärmen sich dabei überwiegend trockenadiabatisch. Aus der Kombination feuchtadiabatisch dominierten Aufsteigens und im Wesentlichen trockenadiabatischen Absinkens ergeben sich erhebliche Temperaturunterschiede zwischen Luv- und Leeseite in gleicher Höhe über NN, die bis zu 10° C erreichen können. Neben ihrer hohen Temperatur zeichnen sich Föhnluftmassen auch durch ihre geringe Luftfeuchtigkeit aus, wodurch eine gute Fernsicht entsteht. Typisch ist auch die leeseitig zu beobachtende Lenticularisbewölkung (vgl. MALBERG 2007, S. 349 f.).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 12: Schematische Darstellung des Föhneffekts (GLASER 2007, S. 233).

Durchschnittlich tritt Südföhn im Wallis an 33 Tagen im Jahr auf, in Innsbruck an 60 Tagen und in München sind es lediglich fünf Tage im Jahr, was durch Münchens größere Entfernung zu den Alpen zu erklären ist. Der oft auf der Vorderseite von Tiefdruckgebieten auftretende Südföhn erreicht die größte Häufigkeit im Frühjahr und Herbst, mit einem deutlichen Minimum im Herbst. Dieses Phänomen ist durch das Fehlen föhngünstiger Wetterlagen aufgrund der weiter nördlich verlaufenden Frontalzone zu erklären (vgl. VEIT 2002, S. 63).

Tabelle 1 gibt Aufschluss darüber, wie oft Föhn in den nördlichen Alpen auftritt. Zwischen den einzelnen Jahreszeiten und Orten treten erhebliche Unterschiede auf. Auch hier wird ersichtlich, dass im Frühjahr am häufigsten Föhn auftritt und im Sommer am seltensten. Die Gesamtzahl der Föhntage im föhnreichen Altdorf ist doppelt so hoch wie im föhnarmen Glarus. Außerdem ist zu erkennen, dass der Föhn dort, wo er häufig auftritt, Auswirkungen auf die Mitteltemperatur hat.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Tabelle 1: Mittlere Föhnhäufigkeit in den Alpen (eigene Darstellung nach: MALBERG 2007, S. 351).

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Tabelle 2 vergleicht die Temperaturen des föhnreichen Ortes Altdorf mit dem föhnarmen Ort Luzern. Beide Orte liegen auf ca. 450 m ü. NN. Im Sommer weisen beide Orte annähernd die gleiche Mitteltemperatur auf. Allerdings liegt in Altdorf in den föhnreichen Jahreszeiten die Mitteltemperatur deutlich über der im föhnarmen Luzern. Daraus ergibt sich im Jahresmittel eine Temperaturdifferenz von 0,7° C zwischen beiden Orten (vgl. MALBERG 2007, S. 351).

Tabelle 2: Föhnauswirkungen auf das Lokalklima anhand der Mitteltemperatur (°C) (eigene Darstellung nach: MALBERG 2007, S. 351).

Außer den bisher beschriebenen Windsystemen in den Alpen gibt es noch weitere Lokalwindsysteme wie den Maloja-Wind und andere, auf die aber nicht eingegangen wird, weil sie zu spezifisch sind (vgl. WEISCHET / ENDLICHER 2000, S. 82).

3. Der rezente Klimawandel im Alpenraum

3.1 Begriffsklärung Klimawandel

Bevor auf die konkreten Veränderungen von Niederschlag, Temperatur usw. im Naturraum der Alpen eingegangen wird, soll zunächst einmal der häufig gebrauchte Begriff Klimawandel geklärt werden. Dabei wird zuerst kurz auf den globalen Klimawandel eingegangen, bevor der Naturraum der Alpen näher betrachtet wird.

„Die Klimaerwärmung ist eine Tatsache und unbestreitbar, wie der weltweite Anstieg der mittleren Luft- und Ozeantemperaturen, das großflächige Abschmelzen von Schnee und Eis sowie der weltweit steigende Meeresspiegel“ (MURRAY 2007. S. 5). So leitet Peter Murray seine Monographie „Klima im Wandel – Erde in Gefahr“ ein und stützt sich dabei sinnigerweise auf Aussagen des IPCC. Im Folgenden wird auf verschiedene Aspekte des globalen Klimawandels eingegangen, wobei auf die Beschreibung der Ursachen des Klimawandels weitestgehend verzichtet wird, da sie für das Verständnis der Arbeit keine Rolle spielen. Wichtig ist aber, dass es natürliche Klimaschwankungen gibt, die von den anthropogenen Einflüssen auf das Klima unterschieden werden müssen (vgl. LATIF 2012, S. 52).

3.1.1 Treibhauseffekt und Anstieg der globalen Temperatur

Der Motor des globalen Klimawandels ist der sogenannte Treibhauseffekt, welcher der Grund des befürchteten Temperaturanstiegs als Folge des steigenden CO2-Gehalts der Atmosphäre ist (vgl. RAHMSTORF / SCHELLNHUBER 2006, S. 30).

Beim Treibhauseffekt handelt es sich zunächst um einen natürlichen Vorgang, der das Leben auf der Erde überhaupt ermöglicht. Der Effekt hängt mit der Konzentration einiger atmosphärischer Spurengase wie CO2, FCKW, CH4, N2O, O3 usw. und auch mit H2O zusammen. Dem natürlichen Treibhauseffekt verdanken wir eine bodennahe Weltmitteltemperatur von 15° C. Ohne diesen Effekt würde die Weltmitteltemperatur nach dem Stefan-Boltzmann-Gesetz bei lebensfeindlichen -18° C liegen (vgl. SCHÖNWIESE 1992, S. 133 ff.).

Bestimmte Gase in der Atmosphäre greifen in die Strahlungsbilanz ein, da sie zwar die ankommende Strahlung passieren lassen, allerdings nicht die von der Erdoberfläche abgestrahlte langwellige Wärmestrahlung. Das führt dazu, dass die Wärme nicht so leicht ins All abgestrahlt werden kann, wodurch eine Art Wärmestau in der Nähe der Erdoberfläche entsteht. Viele Treibhausgase absorbieren Wärmestrahlung und geben diese gleichmäßig in alle Richtungen ab, teilweise auch in Richtung der Erdoberfläche. Dadurch kommt an der Erdoberfläche nicht nur die Sonnenstrahlung, sondern auch die von den Treibhausgasen abgestrahlte Wärmestrahlung an (vgl. RAHMSTORF / SCHELLNHUBER 2006, S. 31 f.).

Wie Abbildung 13 zeigt, wirkt die Atmosphäre ähnlich wie die Glasscheiben eines Gewächshauses. Sie lässt die Wärme von außen durch und hält sie im Inneren fest. Die kurzwellige Strahlung (gelb) dringt durch die Lufthülle zur Erdoberfläche, erwärmt diese und wird von dort als langwellige Wärmestrahlung (rot) abgegeben. Vor allem Kohlendioxid und Wasserdampf können die Strahlung absorbieren und die Wärme in der Atmosphäre halten. Der natürliche Treibhauseffekt kann durch Anreicherung weiterer Treibhausgase verstärkt werden, was zu einer Aufheizung der Atmosphäre führt (vgl. PODBREGAR et al. 2009, S. 20).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 13: Schematische Darstellung des Treibhauseffekts (PODBREGAR et al. 2009, S. 20).

Neben dem natürlichen gibt es auch den menschgemachten, den anthropogenen Treibhauseffekt. Aufgrund menschlicher Aktivitäten, welche an dieser Stelle nicht genauer erklärt werden, nehmen die Treibhausgase seit Beginn der Industrialisierung kontinuierlich zu (vgl. Abbildung 14): CO2 um 40 %, Methan um 120 % und Distickstoffoxid um 10 %. Daneben befinden sich immer noch große Mengen an ozonstörenden FCKW in der Atmosphäre, die ausschließlich anthropogenen Ursprungs und auch treibhauswirksam sind. Die Erhöhung der Konzentration von Treibhausgasen führt unweigerlich zu einer Erhöhung der Temperatur in der Atmosphäre (vgl. LATIF 2012, S. 33).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 14: Konzentrationsentwicklung der drei wichtigsten Treibhausgase in der Atmosphäre vor 10000 Jahren bis zum Jahre 2000. Nicht in Abb.: Im Mai 2010 betrug der saisonal korrigierte, global gemittelte Kohlenstoffdioxidgehalt 388,2 ppm (LANGKAMP / BÖHNER 2010, S. 10 nach: IPCC 2007b).

Neben der anthropogen verursachten Erhöhung v.a. der CO2-Konzentration in der Atmosphäre durch beispielsweise die Verbrennung fossiler Brennstoffe (Erdöl, Erdgas, Kohle) gibt es auch Schwankungen des CO2-Gehalts in der Atmosphäre, welche durch Vulkanausbrüche oder die Änderungen der Meeresströmungen im Pazifik verursacht werden (vgl. RAHMSTORF / SCHELLNHUBER 2006, S. 33 ff.).

Es gilt also als gesichert, dass die globale Erwärmung durch eine Kombination von anthropogen verursachten und natürlichen Schwankungen der Konzentration von Treibhausgasen in der Atmosphäre bedingt ist (vgl. WAKONIGG 2007, S. 100). Messungen belegen, dass sich die Oberfläche der Erde in den letzten 100 Jahren um durchschnittlich 0,74° C erwärmt hat. Dabei bleibt aber zu beachten, dass die Erwärmung nicht überall gleich ausgeprägt ist. Während man im Süden Grönlands und Teilen Boliviens und des Kongos kaum eine Temperaturveränderung erkennen kann, sind die hohen Breiten und vor allem der arktische Norden besonders stark von der Erwärmung betroffen. Außerdem ist zu beachten, dass sich die Erde nicht nur zunehmend erwärmt, sondern dass sie dies immer schneller tut. Der Erwärmungstrend ist über die letzten 50 Jahre fast doppelt so hoch wie über die letzten 100 Jahre (vgl. PODBREGAR et al. 2009, S. 4 f.). In der oberen Teilabbildung von Abbildung 15 kann man den Erwärmungstrend seit 1850 erkennen, welcher nicht monoton steigend, sondern fluktuierend ist, was durch kleinere interne und externe natürliche Schwankungen begründet ist. Wie zuvor schon angemerkt wurde, ist der Erwärmungstrend der letzten 50 Jahre enorm hoch. In der Periode 1995 – 2006 gehören elf der zwölf Jahre zu den wärmsten Jahren seit Beginn der weltweiten instrumentellen Messung der Temperatur im Jahr 1850 (vgl. LATIF 2009, S. 137).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 15: Oben: Die global gemittelte Oberflächentemperatur (° C) der Erde seit 1850, einschließlich 2005; Unten: Die linearen Trends ° C/Dekade für die Periode 1979-2005 für die Oberfläche und die gesamte Troposphäre. Graue Flächen markieren Regionen mit ungenügender Datenbasis (LATIF 2009, S. 136 nach: IPCC 2007a).

Die untere Teilabbildung von Abbildung 15 zeigt, dass die Temperaturmessungen in der unteren und mittleren Troposphäre Erwärmungsraten zeigen, die im Rahmen der jeweiligen Unsicherheiten mit denen an der Oberfläche übereinstimmen. Der Temperaturanstieg an der Oberfläche ist großflächig über den ganzen Globus verteilt mit regionalen Unterschieden. Beispielsweise haben sich die Landflächen schneller erwärmt als die Meeresflächen (vgl. ebd., S. 138).

Die globale Erwärmung hat weitreichende Folgen für die Erde, von denen die wichtigsten im Folgenden nur genannt werden: der Gletscherschwund, der Rückgang des arktischen Meereises, das Auftauen des Permafrosts, das Abschmelzen der Eisschilde in Grönland und der Antarktis, der Anstieg des Meeresspiegels, die Änderung von Meeresströmungen, zunehmende Wetterextreme oder die Versauerung der Ozeane (vgl. MURRAY 2007, S. 8).

Der Anstieg des Meeresspiegels als ein Beispiel für die globalen Folgen des rezenten Klimawandels findet durch zwei Prozesse statt: dem Abschmelzen von Gebirgsgletschern bzw. großer Eisschilde und der Wärmeexpansion von Wasser. Abbildung 16 veranschaulicht den kontinuierlichen Anstieg des Meeresspiegels von 1890 bis 2003 (vgl. LATIF 2009, S. 138 f.).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 16: Zeitliche Entwicklung der Jahreswerte des global gemittelten Meeresspiegels (cm) (LATIF 2009, S. 138 nach: IPCC 2007b).

3.1.2 Klimaszenarien

Im Folgenden sollen die Begriffe Klimaszenarien sowie globale und regionale Klimamodelle knapp erläutert werden, ohne dabei auf die Ergebnisse dieser Modelle einzugehen. Diese Darstellung erfolgt in den weiteren Kapiteln.

3.1.2.1 Globale Klimamodelle

Um Aussagen über die Auswirkungen des menschlichen Handelns auf das globale Klima in der Zukunft machen zu können, werden Klimamodelle und Klimaszenarien eingesetzt. Ein Klimaszenario wird als mit einem Klimamodell für die Zukunft berechnete Klimaveränderung verstanden, wobei die künftige Entwicklung der für den Treibhauseffekt relevanten Emissionen, das sogenannte Emissionsszenario (Emission von Treibhausgasen) jeweils vorgegeben wird. Das Klima, das mittels dieser Methode für eine künftige Zeitspanne berechnet wurde, bezeichnet man als Klimaprojektion (vgl. BECKER et al. 2008, S. 341).

Die IPCC-Berichte aus den Jahren 2001, 2007 und 2013 basieren wie auch zahlreiche andere Klimaprognosen auf 40 SRES-Szenarien (vgl. Abbildung 17). Diese berücksichtigen die möglichen Entwicklungen im 21. Jahrhundert in den Bereichen Bevölkerungswachstum, ökonomische und soziale Entwicklung, technologische Veränderungen, Ressourcen-Verbrauch und Umweltmanagement (vgl. PODBREGAR et al. 2009, S. 36).

Die A-Szenarien gehen dabei von einer weiteren technisierten Entwicklung aus, wobei der Verbrauch an fossilen Rohstoffen gegen Mitte des 21. Jahrhunderts abnimmt. Die B-Szenarien gehen dagegen von einer mehr ökologisch ausgerichteten Welt mit einem raschen Rückgang der Emissionen unter das heutige Niveau aus. Die B-Szenarien zeigen auf, wie sich die Erwärmung entwickeln würde, wenn die Menschheit in den nächsten Jahrzehnten die Treibhausgasemissionen drastisch reduzieren würde (vgl. ZEBISCH et al. 2013, S. 15).

Bei den Szenarien der B1-Familie wird, wie bei den Szenarien der A1-Familie, eine rasche Globalisierung unterstellt, wobei von einem Wandel der wirtschaftlichen Strukturen ausgegangen wird. Des Weiteren wird der Übergang zu einer dienstleistungs- und informationstechnologisch orientierten Gesellschaft angenommen. Dabei hat die Einführung von umweltverträglichen Techniken erheblichen Einfluss auf die Treibhauskonzentrationen. Demgegenüber basieren die Szenarien der B2-Familie und der A2-Familie auf der Annahme einer heterogenen Welt, wobei Umweltbewusstsein und soziales Denken eine große Bedeutung haben (vgl. BECKER et al. 2008, S. 342).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 17: Die vier Grundtypen der IPCC Emissionsszenarien für das 21. Jahrhundert. Typ A1 beinhaltet drei Szenarios (F1, T, B), die verschiedene Energiesysteme verwenden (ZEMP 2006, S. 11 nach: IPCC 2001).

Mithilfe von Computersimulationen werden globale Klimamodelle entwickelt, welche die Wechselwirkung zwischen den physikalischen Prozessen in Atmosphäre, Ozean, Meereis und Landoberflächen quantitativ beschreiben (vgl. LATIF, M. 2006, S. 20). Derzeit liegt bei globalen Klimamodellen der untere Bereich für die zugrunde gelegten Quader bzw. Gitterboxen bei 100 Kilometer mal 100 Kilometer mal 100 Meter sowie bei Zeitschritten von drei Minuten (vgl. MAHAMMADZADEH / BIEBELER 2009, S. 10). Die Komplexität der globalen Klimamodelle ist so hoch, dass es ganzer Forschungsinstitute bedarf, um den zugrunde liegenden Quelltext handhaben und weiterentwickeln zu können. Wichtige Institute sind das National Center for Atmospheric Research mit dem Community Climate System Model (CCM), die National Oceanic and Atmospheric Administration mit dem Atmospheric Model (AM), das Hadley Centre for Climate Prediction Research mit dem Hadley Centre Coupled Model (HadCM), das Max-Planck-Institut für Meteorologie mit dem European Centre HAMburg Model (ECHAM) und die Australian Commonwealth Scientific and Research Organization mit dem MK Climate System Model (vgl. LANGKAMP / BÖHNER 2010, S. 15).

3.1.2.2 Regionale Klimamodelle

Für diese Arbeit sind nicht nur die globalen Klimamodelle wichtig, sondern in ganz besonderem Maße die regionalen, welche die regionalen Klimaänderungen, also mögliche Änderungen der Temperatur und des Niederschlags z.B. in Spanien, Indien, den USA oder auch im Alpenraum, vorhersagen (vgl. MALBERG 2007, S. 323). Da die räumliche Auflösung der globalen Modelle für die Anwendung in Wirkmodellen und damit zur Ermittlung der Folgen des Klimawandels häufig nicht ausreicht, werden Regionalisierungsverfahren angewendet (vgl. BECKER et al. 2008, S. 343). Durch die sogenannte Downscaling-Methode (vgl. Abbildung 18) können für begrenzte Räume in das globale Modell Regionalmodelle mit 100 oder 50 km Maschenweite eingefügt werden (vgl. WAKONIGG 2007, S. 125).

Es gibt eine ganze Menge verschiedener Regionalmodelle (REMOs), wobei zwei Arten unterschieden werden müssen: dynamische und statistisch-dynamische. In Deutschland beispielsweise werden im Gegensatz zu den dynamischen regionalen Modellen wie CLM (Climate Local Model) und REMO (Regionalmodell) bei den statistisch-dynamischen Modellen wie STAR (Statistisches Regionalisierungsmodell) und WETTREG (Wetterlagenbasierte Regionalisierungsmethode) die lokal gemessenen Wetterdaten zusätzlich berücksichtigt (vgl. MAHAMMADZADEH / BIEBELER 2009, S. 14). In den folgenden Ausführungen zum rezenten Klimawandel im Alpenraum werden verschiedene Klimamodelle verwendet, welche bezüglich der jeweiligen Prognosen genannt werden.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 18: Schematische Darstellung eines Downscalings (FORMAYER et al. 2009, S.16).

3.2 Veränderung der Temperatur im Alpenraum

Mit dem Ende der Kleinen Eiszeit bis heute sind die Temperaturen im globalen Maßstab um ca. 0,7° C gestiegen (vgl. VEIT 2002, S. 276). Die Alpen erwärmen sich wie auch andere Gebirge der Erde wesentlich schneller als der Rest der Welt, wobei sie überaus sensitiv auf die klimatischen Veränderungen reagieren (vgl. PSENNER 2008, S. 26). Während in Deutschland die Jahresmitteltemperatur um 0,9° C seit 1901 anstieg, erhöhte sich in diesem Zeitraum die Jahresmitteltemperatur in den Alpen sogar um 1,5° C. Dies wird unter anderem auf eine reduzierte Schneedecke und andere Rückkopplungseffekte zurückgeführt. Generell ist eine stärkere Zunahme der Wintertemperaturen als der Sommertemperaturen als auch eine größere Variabilität der Temperaturen im Alpenraum festzustellen (vgl. BMU 2008, S. 12 f.).

Des Weiteren ist festzuhalten, dass die Erwärmung in Hochlagen größer ist als in Tieflagen (vgl. Abbildung 20). Dabei nimmt in Tieflagen generell die tägliche Temperaturamplitude ab, was bedeutet, dass die Minima (Nachttemperaturen) deutlich wärmer werden, wobei die Maxima (Tagestemperaturen) tendenziell etwas kälter werden (vgl. VEIT 2002, S. 276 f.).

In Abbildung 20 wird die unterschiedliche Erwärmung anhand eines Vergleichs des höchsten Gipfel der Bayerischen Alpen, der Zugspitze (2962 m ü. NN), mit dem Hohen Peißenberg im Voralpenland (988 m ü. NN) und dem inneralpinen Innsbruck (574 m ü. NN) im Inntal illustriert (vgl. StMUG 2012, S. 10 f.).

Abbildung 19 veranschaulicht den fast doppelt so hohen Anstieg der Temperatur im Alpenraum im Vergleich zum global gemittelten Temperaturanstieg von 1900 bis 2000 (vgl. LATIF 2004, S. 222 f.).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 19: Durchschnittliche Lufttemperaturen; aufgeführt sind die Abweichungen der 30-jährigen Mittels der weltweiten Temperatur (dünne Linie) und Wetterstationen in den Alpen (dicke Linie) (PSENNER 2002, S. 31).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 20: Mittlere Jahreslufttemperaturen seit Beginn der Aufzeichnungen an den Wetterstationen Innsbruck, Zugspitze und Hoher Peißenberg. Die Reihen der Stationen Hoher Peißenberg und Zugspitze wurden (Gradient von 0,6° C pro 100 m) auf die Meereshöhe von Innsbruck korrigiert (StMUG 2012, S. 10).

Im globalen Maßstab sind die Alpen relativ klein. Deshalb werden sie von globalen Klimamodellen relativ schlecht wiedergegeben. Die komplexe Topographie und die zahlreichen Mikroklimate verschwinden in den 250 km bzw. 500 km Rastern der globalen Klimamodelle (vgl. BMU 2008, S. 12). Durch die Herunterskalierung vom globalen auf den regionalen bzw. lokalen Maßstab sind allerdings Aussagen über die zukünftige Temperatur im Alpenraum möglich. Global wird bis 2100 bei einer Verdopplung des CO2-Gehalts in der Atmosphäre eine Erwärmung von 1,8-5,8° C angenommen. Abhängig vom jeweiligen Modellansatz sehen die Klimaszenarien für den Alpenraum recht unterschiedlich aus. Größtenteils liegen die Annahmen zur Temperaturentwicklung in den Alpen aber deutlich über dem globalen Durchschnitt (vgl. VEIT 2002, S. 278).

Die nachfolgende Abbildung veranschaulicht den Vergleich der durch globale und regionale Klimamodelle simulierten Temperaturveränderungen für den Alpenraum. Das HAD2/SUL/2020-1950-Szenario zeigt immer die kleinste und das ECH4/GHG/2075-1990–Szenario immer die größte Erwärmung. Es werden Resultate für drei Paare von Simulationen mit jeweils einem globalen Klimamodell (starke Färbung) sowie einem nachgeschalteten Klimamodell mit einer größeren horizontalen Auflösung (schwache Färbung) dargestellt. Die Simulationen basieren auf unterschiedlichen Ausgangsannahmen und beziehen sich auf unterschiedliche zukünftige Zeitpunkte (vgl. WANNER et al. 2000, S. 209 f.).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 21: Vergleich der durch globale und regionale Klimamodelle simulierten Temperaturveränderungen für den Alpenraum. Alle Angaben sind Gebietsmittel über dem gesamten Alpenbogen. Die Szenarien beziehen sich auf das Temperaturmittel des heutigen Klimas (WANNER et al. 2000, S. 210).

3.2.1 Temperaturentwicklung in Österreich

Es wurde belegt, dass die Temperaturen in Österreich in den letzten 150 Jahren um ganze 1,8° C gestiegen sind. Davon wurde die größte Zunahme in den letzten 100 Jahren gemessen. Auch im Österreichischen Alpenraum ist die größte Temperaturzunahme erfolgt, was zum Teil auch daran liegt, dass am Ende des 19. Jahrhunderts der letzte Höhepunkt der Kleinen Eiszeit und damit eine relativ kalte Phase herrschte (vgl. FORMAYER 2008, S. 25). Die Periode von 1990-1999 ist das Jahrzehnt mit dem höchsten Dezennienmittel der Lufttemperatur des 20. Jahrhunderts in Österreich, wie auch Abbildung 22 veranschaulicht (vgl. VEIT 2002, S. 277).

Bis ins Jahr 2085 werden die Jahresdurchschnittstemperaturen in Österreich zwischen 2,5 und 5° C deutlich ansteigen. Dabei werden in Österreich in den hohen Lagen in Vorarlberg, Tirol, Salzburg und Kärnten die höchsten Temperatursteigerungen erwartet. In den tieferen Lagen wird die Erwärmung nicht zuletzt aufgrund der Inversionseffekte geringer ausfallen. Auf den Jahresgang bezogen werden die höchsten Erwärmungen in Österreich im Sommer und Winter erwartet. Gemäß dem A1B-Szenario werden bis 2050 Temperaturerhöhungen von 2° C erwartet und bis 2100 ca. 5° C im Winter und Sommer. In den Übergangsjahreszeiten Frühling und Herbst werden die Temperaturerhöhungen bis zum Ende des 21. Jahrhunderts geringer ausfallen (vgl. NIEDERMAIR 2014, S. 6 f.).

Wie durch Abbildung 22 verdeutlicht wird, so werden sich die Wintertemperaturen vor allem in den hohen Lagen stark erwärmen. Des Weiteren werden heiße Tage zu und kalte Tage abnehmen. Mit einer Zunahme von Hitzewellen in Frequenz und Dauer ist zu rechnen, genauso wie mit einer Abnahme von Kälteeinbrüchen (vgl. MATULLA 2009, S. 174 ff.).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 22: a) zeigt die Temperatur abgeleitet aus Beobachtungen (1961-1990); b) die Temperaturen von 2041-2050 abgeleitet aus dem Klimamodell ECHAM. In ganz Österreich werden Temperaturzunahmen modelliert (MATULLA 2009, S. 175).

3.2.2 Temperaturentwicklung in der Schweiz

Auch im Schweizer Alpenraum ist eine Erwärmung in den letzten 100 Jahren zu erkennen. Die mittlere Jahrestemperatur ist im Zeitraum von 1988 bis 1997 gegenüber der Periode 1958 bis 1987 um 1,0 bis 1,4° C angestiegen. Allerdings gab es positive und negative Anomalien zu jeder Zeit. So wurden die beiden kältesten Winter des 20. Jahrhunderts in den Jahren 1985 und 1987 beobachtet. Die vier wärmsten Winter hingegen gab es in Folge von 1988 bis 1992 (vgl. VEIT 2002, S. 277 f.).

In der Schweiz sind die Minimumtemperaturen zwischen 1901 und 1993 im Mittel um ca. 2° C angestiegen. Auch in der Schweiz ist die größte Erwärmung in den Wintermonaten erfolgt, wobei auch hier besonders die hohen Lagen betroffen sind, vor allem der Süden und Südwesten der Schweiz (vgl. MAIER 2013, S. 11).

Unterschiede in der Erwärmung ergeben sich auf der Schweizer Alpennordseite im Gegensatz zur Schweizer Alpensüdseite. Im 20. Jahrhundert sind auf der Alpennordseite die Temperaturen um 1,3 bis 1,7° C gestiegen, wohingegen der Temperaturanstieg auf der Alpensüdseite lediglich 1° C beträgt. Die Messreihe der Wetterwarte Säntis in 2490 m Höhe zeigt eine Zunahme der Temperaturen innerhalb eines Jahrhunderts von 1,4° C (vgl. Tabelle 3) (REBETEZ 2006, S. 36 ff.).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Tabelle 3: Trends der Jahresmittel der täglichen Minimal- (MIN) und Maximaltemperaturen (MAX) an verschiedenen Stationen der Alpen und des Schweizer Mittellandes seit 1901 (eigene Darstellung nach: VEIT 2002, S. 278).

Außerdem haben sich in der Schweiz die Tages- und Nachttemperaturen nicht gleichermaßen entwickelt. Die Nächte haben sich stärker erwärmt als die Tage. In Neuenburg beispielsweise erhöhten sich die Tiefsttemperaturen im Laufe des 20. Jahrhunderts um 2,6° C während die Höchsttemperaturen nur 0,6° C zulegten. In den hohen Lagen der Schweiz ist diese Entwicklung allerdings nicht so stark ausgeprägt, teilweise sogar umgekehrt. Auf dem Säntis beispielsweise haben sich die Tagestemperaturen stärker erwärmt als die Nachttemperaturen (vgl. REBETEZ 2006, S. 38 f.).

Es ist festzuhalten, dass es generell zu einer Abnahme der Temperaturamplitude in der Schweiz kommt, welche im Vergleich zur Nordhemisphäre viermal so groß ist. Die Abnahme der Temperaturmaxima in den Tieflagen ist größtenteils durch die vorhandene Nebeldecke bzw. durch die Zunahme von Bewölkung und Aerosolen zu erklären. Deswegen wird tagsüber die kurzwellige Strahlung vermindert und nachts die langwellige Gegenstrahlung verstärkt, weswegen die Temperaturamplitude ausgeglichener wird. In den Hochlagen hingegen ist keine Abnahme der Temperaturamplitude festzustellen. Tendenziell vergrößert sich die Temperaturamplitude sogar, wobei sowohl Minima, wie auch Maxima zunehmen (vgl. Tabelle 3) (vgl. VEIT 2002, S. 277).

Die nachfolgenden beiden Abbildungen zeigen den zukünftigen Erwärmungstrend sechs wichtiger Teilregionen der Schweiz. Das wichtigste Ergebnis dabei ist, dass sich der Erwärmungstrend der vergangenen Jahrzehnte sogar noch beschleunigen wird (vgl. CAMENZIND 2012, S. 48 f.).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 23: Erwartete Temperaturänderung im Winter im Schweizer Alpenraum (°C) . Bis 2100 ist mit einer deutlichen Erwärmung im Vergleich zur Referenzperiode 1980-2009 zu rechnen. Im Winter wird sie mit 3° C weniger stark ausfallen (CAMENZIND 2012, S.48).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 24: Temperaturänderung im Sommer im Schweizer Alpenraum (°C). Die Temperaturen im Sommer werden um mindestens 3,5° C steigen (CAMENZIND 2012, S. 48).

3.2.3 Temperaturentwicklung in Deutschland

In Deutschland ist in den vergangenen 100 Jahren ein durchschnittlicher Temperaturanstieg von 0,8 bis 1° C zu verzeichnen (vgl. SCHWARZ et al. 2007, S. 4). Ähnlich wie in Deutschland, so ist auch bayernweit in den letzten 100 Jahren die Temperatur um ca. 1° C angestiegen, wobei die Erwärmung im Winter stärker ausfiel als im Sommer (vgl. LfU 2007, S.11). Auch in Bayern ist der Alpenraum stärker von der Erwärmung betroffen. Allein in den letzten beiden Jahrzehnten stieg die Temperatur im Bayerischen Alpenraum um 1,5° C. Abbildung 25 zeigt den Gang der Jahresmitteltemperatur auf der Zugspitze (2.962 m ü. NN, Nördliche Kalkalpen) seit 1980. In diesem Zeitraum erhöhte sich die Jahresmitteltemperatur um 1,9° C (vgl. KUDERNATSCH 2007, S. 7 f.).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 25: Entwicklung der Jahresmitteltemperatur auf der Zugspitze (2962 m ü. NN) zwischen 1980 und 2003 (KUDERNATSCH 2007, S. 7).

Für die Zukunft wird laut dem Szenario A1B eine besonders starke Temperaturzunahme bis zu 4° C im Süden und Südwesten stattfinden. Die höchste Temperaturzunahme erfolgt in den höheren Regionen der Alpen. Hier könnte die Temperatur sogar um 4,5° C steigen (vgl. MARGRAF / FROBEL 2008, S. 7).

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