Institut für Meteorologie und Physik Universität für Bodenkultur

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
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 erheben1 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
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 Ergebnissen2 Vollständigkeit nicht angestrebt wurde.
2
Die Zusammenfassungen der drei IPCC-Berichte sind über das Internet unter http.:/www.IPCC.ch/
erhältlich. Die gemeinsame Executive Summary wird dieser Tage offiziell verabschiedet.
2
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
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
analysiert (Widmann und Schär 1997). Im südalpinen Raum und im Osten
Österreichs ist hingegen eher ein Rückgang der Niederschlagsmengen festzustellen
(Auer und Böhm 1994).
deg C, relative to average 1961-1990
mean air temperature, year: low elevation mean
2,5
2,0
1,5
1,0
0,5
0,0
-0,5
-1,0
-1,5
-2,0
-2,5
2000
1990
1980
1970
1960
1950
1940
1930
1920
1910
1900
1890
1880
1870
1860
1850
1840
1830
1820
1810
1800
1790
1780
1770
1760
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)
deg C, relative to average 1961-1990
mean air temperature, year: high elevation mean
2,5
2
1,5
1
0,5
0
-0,5
-1
-1,5
-2
-2,5
2000
1990
1980
1970
1960
1950
1940
1930
1920
1910
1900
1890
1880
1870
1860
1850
1840
1830
1820
1810
1800
1790
1780
1770
1760
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
Niederschlag (Abweichung in %)
40
1,00
30
0,75
20
0,50
10
0,25
0
0,00
-10
-0,25
-20
-0,50
-30
-0,75
-40
1860
1880
1900
1920
1940
1960
1980
Niederschlag (Abweichung in mm/d)
IPCC-DDC (1999)
PFISTER (1998)
-1,00
2000
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
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 1926. Die hier dargestellte Messreihe von 1972 bis 1997 zeigt einen Trend von 2.9 % 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.
1994
1995
1996
1997
1998
1999
2000
2001
500
Gesamtozon (DU)
450
400
350
300
250
200
25
50
75 100 125 150 175 200 225 250 275 300 325 350
Julianischer Tag
Abb. 2-6: Tagesmittel des stratosphärischen Ozons im Jahresverlauf für die Jahre (19942001) am Hohen Sonnblick
7
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 (1926-78) gemessen in
Arosa. Die größten Abnahmen (im Vergleich zum langjährigen Mittel) sind im Winter
und Frühling zu erkennen. Sie erreichen bis zu 15 %.
0
-2
-4
-6
(%)
-8
-10
-12
-14
-16
Winter
94/95
Winter
95/96
Winter
96/97
Winter
97/98
S1
Winter
98/99
Winter
99/00
Winter
00/01
4
Frühjahr
Sommer
Herbst
2
0
-2
-4
(%)
-6
-8
-10
-12
-14
1994
1995
1996
1997
1998
1999
2000
2001
Abb. 2-7: Abweichung des Gesamtozons am Sonnblick zum langjährigen Mittel (1926-78)
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
Der beobachtete Abbau der Ozonschicht ist unmittelbar mit einem Anstieg der UV-BStrahlung 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.
100
10
1
300 nm
310 nm
320 nm
0,1
0,01
240
260
280
300
320
340
360
380
400
420
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
1993. 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 UVB-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
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
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 1951. (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
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
Anzahl der Ereignisse
7
6
5
4
3
2
1
0
1860
1880
1900
1920
1940
1960
1980
2000
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
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. 213). 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.
900
Hagelschäden [Mio. ATS]
100
E n ts c h ä d igungen in Mio. ATS
90
H a g e lereignis s e
800
80
700
70
600
60
500
50
400
40
300
30
200
20
100
10
0
20
00
19
99
19
98
19
97
19
96
19
95
19
94
19
93
19
92
19
91
0
19
90
Anzahl der Hagelereignisse pro Jahr
1000
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
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
nettopotentiellen Verdunstung von mehr als 100 mm
(Formayer 2001).
akkumulierten
in Österreich
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
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 1962. Auer et. al.
1995
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 1880. 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
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
Die Untergrenze dieses Permafrostbereiches ist in den letzten 100 Jahren in der
Schweiz um ca. 150 bis 250 m gestiegen (NFP31 1998). 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
2000
Spec. mass balance (mm)
1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
-2000
1950
1960
1970
Hintereisferner
1980
Kesselw
Yearandferner
1990
2000
Vernagtferner
Silvretta
2000
Spec. mass balance (mm)
1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
-2000
1950
Jamtalferner
1960
1970
Ochsentaler Gletscher
1980
1990
Vermuntgletscher
17
2000
Silvretta
Hohe Tauern
2000
Spec. mass balance (mm)
1500
1000
500
0
-500
-1000
-1500
-2000
1950
1960
1970
Sonnblickkees
1980
Pasterze
Year
1990
2000
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
Phänologische Uhr
langjährig
letzte Dekade
Frühling setzt
früher ein
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 1992-1996 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
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
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
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/m2 demnach die gestiegene
Konzentration der Treibhausgase, wobei CO2 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/m2 , 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
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
(+)2,1-2,8 Wm-2
0,9-1,3°C
ca. 1,5 °C
Progressiver Trend (+)
-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
Treibhausgase*
Sulfatpartikel*
(-)0,4-1,5 Wm
*) anthropogen **) insbesondere 1945-1970 ausgeprägt
-2
-2
-2
***) beim Pinatobo-Ausbruch 1991: 2,4 Wm ;1992: 3,2 Wm ; 1993: 0,9 Wm
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
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
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 SO2 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
4.2
Ergebnisse österreichischer Klimaszenarien
Erste flächendeckende Ergebnisse einer Regionalisierung eines GCM-Szenariums
für ganz Österreich (Mattulla et al. 2001) zeigen Temperaturerhöhungen von 2 °C bis
3.5 °C bis zum Jahr 2035 (Abb.4-2), bei globaler Erwärmung von 1 bis 2 °C (einmal
unter Berücksichtigung der dämpfenden Wirkung der Aerosole, einmal ohne diese).
Hinsichtlich des Niederschlages (Abb.4-3) ergibt sich ein differenzierteres Bild, das
vor allem Niederschlagsabnahmen erwarten lässt. Da bekannt ist, dass die
regionalen Szenarien derzeit noch stark abhängig sind von der angewandten
Methodik, können diese Ergebnisse mit Fortschritten in der Methodik noch stärkeren
Veränderungen unterliegen. Ihre Bedeutung ist im Lichte dieses Wissens zu
bewerten.
Abb.4-2a: Temperaturänderungen in Österreich gegenüber dem Mittelwert 1961 – 1995 für
das GCM-Szenarium IS92a. ohne Berücksichtigung der Aerosole für die 30er Jahre
des 21. Jahrhunderts (Matulla et. al. 2001)
Abb.4-2b: Temperaturänderungen in Österreich gegenüber dem Mittelwert 1961 – 1995 für
das GCM-Szenarium IS92a. mit Berücksichtigung der Sulfataerosole für die 30er
Jahre des 21. Jahrhunderts (Matulla et. al. 2001)
26
Abb.4-3a: Niederschlagsänderungen in Österreich gegenüber dem Mittelwert 1961 – 1995
für das GCM-Szenarium IS92a ohne Berücksichtigung der Aerosole, für die 30er
Jahre des 21. Jahrhunderts (Matulla et. al. 2001)
Abb.4-3b: Niederschlagsänderungen in Österreich gegenüber dem Mittelwert 1961 – 1995
für das GCM-Szenarium IS92a mit Berücksichtigung der Aerosole, für die 30er
Jahre des 21. Jahrhunderts (Matulla et. al. 2001)
Nachtnebel et. al. 2001 verwendeten eine etwas andere Downscalingmethode und
kamen zu ähnlichen Ergebnissen. Sie untersuchen auch wie stark der Einfluss des
verwendeten GCMs auf das Ergebnis ist (Abbildung 4-4). Der Vergleich der älteren
ECHAM3-Daten mit den aktuellen Ergebnissen der Modelle ECHAM4 (Max Planck
Institut, Hamburg, D) und HadCM3 (Hadley Centre, GB), welche ab Mitte 2000 zur
Verfügung standen, zeigen, daß die systematischen Fehler dieser neuen
27
Modellgenerationen deutlich geringer sind. Blau und Lila sind in der Darstellung der
beobachtete und der im „Controlrun“ simulierte Jahresgang der Temperatur für das
Leibnitzer Feld (Steiermark). Die punktierte Linie jene für das Jahr 2100. Die
Erwärmung ist in den neuen Modellen stärker ausgeprägt als in den Alten und
beträgt rund 3 °C bis 4 °C, wobei in dieser Studie kein Jahresgang bei der
Erwärmung festgestellt wird.
J a h r e s g a n g d e r T e m p e r a tu r - E C H A M 3
25
Temperatur [°C]
20
15
B E O B
E C 31
10
E C 32
5
362
343
324
305
286
267
248
229
210
191
172
153
134
115
96
77
58
39
20
1
0
-5
J a h r e s g a n g d e r T e m p e r a tu r - E C H A M 4
35
30
Temperatur [°C]
25
20
B E O B
E C 41
15
E C 42
10
5
362
343
324
305
286
267
248
229
210
191
172
153
134
-5
115
96
77
58
39
20
1
0
J a h r e s g a n g d e r T e m p e r a tu r - H a d C M 3
30
Temperatur [°C]
25
20
15
B E O B
10
H A D 1
H A D 2
5
362
343
324
305
286
267
248
229
210
191
172
153
134
96
77
58
39
115
-5
20
1
0
Abb.4-5: Jahresgang der Temperatur im Leibnitzer Feld (beobachtet, 1xCO2 und 2xCO2)
abgeleitet aus den Ergebnissen verschiedener GCMs (Nachtnebel et. al. 2001).
Wichtig für die Bewertung der nachfolgenden Ergebnisse aus der
Klimafolgenforschung ist, das alle beschriebenen Studien die sich auf GCM – Daten
beziehen, die auf die älteren Modelle zurückgehen und damit die weniger
ausgeprägte Erwärmung in ihren Arbeiten einfließen ließen.
28
4.3
Das nächste Jahrzehnt
Die Wetterlagen in Europa werden primär durch persistente Druckgebilde – z.B.
Islandtief und Azorenhoch über dem Atlantik - gesteuert. Die relative Lage dieser
beiden Druckzentren unterliegt quasi-zyklischen, etwa dekadischen Schwankungen,
die als Nordatlantische Oszillation (NAO) bezeichnet werden. Die Nordatlantische
Oszillation (NAO) ist der hauptbeeinflussende Faktor der Häufigkeitsverteilung
europäischen Großwetterlagen (der großräumigen Hoch- und Tiefdruckgebiete), und
damit der Klima- und Wettersituation in den Alpen (Abb. 4-6). Sie erklärt im Winter
rund einen Drittel der Temperaturschwankungen der Nordhemisphäre
(HURRELL 1996). Die Nordatlantische Oszillation beschreibt Schwankungen des
großräumigen Druckunterschiedes zwischen Islandtief und Azorenhoch, welcher
klimatische Schwankungen im Bereich von Jahren und Jahrzehnten erzeugt.
Quantifiziert wird die NAO durch den NAO Index, dem standardisierten monatlichen
Druckunterschied zwischen Ponta Delgada (Azoren) und Akureyri (Island).
Abb. 4-6: Schematische Darstellung der Nordatlantischen Oszillation (links positive Phase,
rechts negative).
Seit 1980 befindet sich die NAO in einer extremen Positivphase und zeichnet für
einen substantiellen Anteil des beobachteten Temperaturanstieges über Europa
verantwortlich (HURRELL und Van LOON 1997).
Befindet sich die NAO in einer positiven Phase, bedeutet das einen kühlen
Nordwestatlantik, was ein ausgeprägtes Islandtief und ein ausgeprägtes Azorenhoch
nach sich zieht. Die resultierenden starken Westwinde dringen vom Atlantik nach
Europa ein und blocken die arktische Nordströmung ab. Im Alpenraum führt diese
Situation zu höherem Luftdruck mit relativer Trockenheit und höheren Temperaturen.
Es treten geringere Niederschläge in den Alpen auf. Eine negative NAO Phase
beschreibt warme Wassermassen im Nordwestatlantik ein schwach ausgeprägtes
Islandtief und ein schwach ausgeprägtes Azorenhoch, und als Folge auch schwache
Westwinde. Die von Norden nach Europa eindringenden arktischen Luftmassen
bringen niedrigere Temperaturen, aber erhöhte Niederschläge in den Alpenraum. In
29
so einer Phase befindet sich über den Alpen ein Tiefdruckgebiet (BADER und KUNZ
1998, WANNER et al. 1997, PFISTER 1998).
Die Erwartungen der verschiedenen Experten für die zukünftige Entwicklung sind
sehr schwierig zusammenzufassen und zum Teil auch widersprüchlich, daher kann
für die Druckverhältnisse in den Alpen bzw. für den NAO Index keine Prognose
abgegeben werden.
Falls die anthropogenen Treibhausgasemissionen keinen Einfluß auf die NAO
Phasen haben - und Gegenteiliges ist nicht bewiesen - könnte der NAO Index in den
nächsten Jahren nach seinem allgemeinen Schwankungsmuster wieder in eine
negative Phase zurückspringen. Dafür spricht, daß es - solange Meßdaten und
Proxydaten zur Verfügung stehen - noch keine so starke und lang andauernde
positive NAO Phase wie jene seit 1970 gegeben hat. Manche meinen bereits erste
Anzeichen für ein Zurückspringen der NAO in eine negative Phase wahrnehmen zu
können.
Das würde in Europa zu tieferen Temperaturen, geringerem Druck und zu
vermehrtem Eindringen von feuchten arktischen Luftmassen aus dem Norden führen.
Die Niederschläge, wie auch die Starkniederschläge, werden sich in einer negativen
NAO Phase aller Voraussicht nach weiter verstärken. Auch die Sturmbahnen sind in
einem negativen NAO Szenario wieder verstärkt über (bzw. näher) dem Alpenraum,
was eine Zunahme der Windgeschwindigkeiten und der Sturmaktivität in den Alpen
bedeutet.
Dem widerspricht die theoretische Verringerung des Druckgradienten zwischen dem
Äquator und den Polen als Folge der anthropogen erhöhten Temperaturen. Wenn
sich die nördlichen Breiten tatsächlich stärker als die Tropen erwärmen, wird sich das
Temperaturgefälle zwischen dem Äquator und den Polen verringern und dadurch die
Westwindzirkulation abschwächen. Die Bewegung der Tiefdruckgebiete und Tröge
wird langsamer und es ergeben sich längere Einwirkungszeiten der Hoch- und
Tiefdruckgebiete auf eine Region, was zu höheren Wahrscheinlichkeiten von
Schönwetterperioden und Unwetterereignissen führt.
Wenn die NAO weiterhin in einer positiven Phase verharrt könnten die Niederschläge
im Alpenraum entgegen der grundsätzlich Dynamik einer positiven NAO Phase
(höhere Temperatur- und Druckverhältnisse, aber geringere Niederschläge in den
Alpen) dennoch weiterhin leicht ansteigen. Die erhöhte Meeresverdunstung aufgrund
der erhöhten Meerestemperatur verursacht die Aufnahme von mehr Feuchte auf als
in vergleichbaren früheren Phasen, ein Effekt, der sich den erwarteten
Veränderungen überlagert. Temperatur, Druck und Niederschläge können durch
diesen Überlagerungseffekt im Alpenraum auch in einem positiven NAO Szenario
weiter ansteigen.
Falls die NAO in den nächsten 10 Jahren nicht in eine negativen Phase
zurückspringt, kann man, auch ohne direkten Beleg und ohne die genaue
Wirkungsweise zu kennen, annehmen, daß die NAO von der Klimaänderung
beeinflußt wird, was bedeuten würde, daß die anthropogenen Treibhausgase das
regionale Klima- und Wettergeschehen über Europa direkt und nicht nur über die
allgemeine Erwärmung mitbestimmen (Baumgartner et al. 2000).
30
5
Potentielle Auswirkungen der zu erwartenden Klimaänderung
in Österreich
5.1
Vorbemerkungung
Die im Folgenden beschriebenen möglichen Auswirkungen von Klimaänderungen in
Österreich beruhen nicht auf den im vorigen Abschnitt beschriebenen
Klimaänderungsszenarien für Österreich. Zum einen beziehen sich die meisten
Ergebnisse nicht direkt auf Österreich, weil hier die entsprechenden Untersuchungen
noch fehlen, zum anderen gibt es für Österreich keine allgemein gültigen oder für
Untersuchungszwecke anerkannte regionalisierte Klimaszenarien. Es ist daher
wichtig, die jeweils projizierten Änderungen mit den zugrundegelegten
Klimaannahmen zu verknüpfen.
5.2
Gletscherschwund und Rückgang der Permafrostgebiete
Man kann versuchen aus der Entwicklung während der letzten 150 Jahre die Folgen
einer Erwärmung für die österreichischen Gletscher abzuschätzen. Dabei sind
verschiedene Ansätze denkbar:
Bei der ersten Gletscherinventur im Jahre 1969 gab es in Österreich rund 500 km²
vergletscherte Flächen und damit nur mehr die Hälfte der Fläche, die bei dem letzten
großen Gletschervorstoß in der Mitte des 19. Jahrhunderts vergletschert war.
Gleichzeitig wurde in diesem Zeitraum eine Temperaturerhöhung von zirka 1 °C
beobachtet. Seit der letzten Inventur wurde eine weitere Erwärmung von rund 0.8 °C
beobachtet. Daraus würde bei linearen Annahmen folgen, daß die Gletscher schon
jetzt weitgehend verschwunden sein müßten. Dies zeigt, dass einfache, lineare
Extrapolationen hier nicht sinnvoll sind: zum einen, weil die Geometrie und
Höhenlage der Gletscher berücksichtigt werden muß, zum anderen, weil alpine
Gletscher je nach Größe erst mit einer zeitlichen Verzögerung von 1 bis 30 Jahren
auf Klimaänderungen reagieren. Exemplarisch dafür ist die Flächenentwicklung des
Wurtenkees in der Goldberggruppe in Abbildung 5-1 dargestellt. In der Periode 1871
bis 1991 haben die Gletscher dieser Berggruppe rund ¾ ihrer Fläche verloren (Auer
et. al. 1995), seit 1967 etwa 1/3. Längen- oder Flächenänderungen zu extrapolieren
ist daher nicht zielführend.
Bei der ersten Gletscherinventur lag die Höhe der Gleichgewichtslinie in Österreich
bei 2700 m. Studien in der Schweiz (NFP31, 1998) fanden für die Westalpen, dass
ein Temperaturanstieg um rund 0.6 bis 0.7 °C die Höhe der Gleichgewichtslinie um
100 m nach oben verschiebt. Gemessen an der seither beobachteten Erwärmung
bedeutet dies, dass heute die Gleichgewichtslinie bereits bei 2800 m liegen müßte.
Eine Bestätigung dafür kann erst die Auswertung der laufenden Gletscherinventur
liefern.
Verwendet man die Klimaänderungsszenarien aus Kapitel 3 um in die Zukunft zu
extrapolieren, so würde dies bedeuten, daß im Jahre 2035 die Gleichgewichtslinie
bei rund 3000 m und im Jahre 2100 bei 3100 m liegen wird. Dies hätte für die
meisten ostalpinen Gletscher wegen ihrer eher geringen Höhenlage letale Folgen.
Untersuchungen in der Schweiz (NFP 31 1998) haben ergeben, dass in den
Westalpen bei einer Erwärmung um 2 °C bis zum Jahre 2100 ¾ aller Gletscher
verschwunden sein werden. In den Ostalpen müssten die Auswirkungen noch
31
gravierender sein, da die Gletscher hier doch um einiges niedriger liegen als in den
Westalpen.
Abb. 5-1: Die Flächenentwicklung am Wurtenkees in der Goldberggruppe zwischen 1871
und 1991 (Auer et. al. 1995).
Der Rückgang oder gar das Verschwinden der alpinen Gletscher stellt nicht nur einen
ästhetischen Verlust dar. Gletscher spielen eine wichtige ausgleichende Rolle im
Abflussverhalten von Flüssen in alpinen Einzugsgebieten (Kuhn 1994). Speziell bei
länger andauernden Schönwetterperioden im Sommer tragen die Schmelzwässer der
Gletscher nicht unwesentlich zum Gesamtabfluß bei. Fällt dieser Anteil weg, so wird
die Schwankungsbreite der Wasserführung in den Flüssen erhöht, da die
Niederwässer während der Trockenperioden extremer ausfallen.
Einen wichtigen Aspekt stellt auch die Fixierung losen Gesteinsmaterials dar. Wo
sich die Gletscher zurückziehen und der Permafrost schmilzt, wächst die Gefahr von
Murenabgängen, da es sich meist um heterogen aus Blöcken, Sanden und Kies
zusammengesetzte Böden, Moränenablagerungen oder Hangschutt handelt (vgl.
Abb. 5-2). Es wurde geschätzt, dass im Hochwasserjahr 1987 in den gesamten
Alpen etwa 50% aller Gerinnenmurengänge von ehemaligen Permafrost- und
Gletschergebieten ausgegangen sind (NFP 31, 1998).
Minstiger Gletscher
Ort
Münster
Gletscherstand 1950
Gletscherstand 1987
Start und Ablagerung Murgang 1987
NFB 31
32
Abb. 5-2: Ausgangsgebiet des katastrophalen Murganges 1987 in den Ort Münster im
Rückzugsgebiet des Minstiger Gletschers
Untersuchungen in der Schweiz (NFP 31, 1998) haben gezeigt, dass die
Permafrostfläche zwischen 1885 und 1990 um 10 Prozent geschrumpft ist, und bei
einer Erwärmung um 3 °C diese bis 2100 um weitere 70 Prozent abnehmen wird.
Das Problem der Massenbewegungen in Gebieten des Gletscher- und
Permafrostrückzuges wird ´dadurch verstärkt, dass die Häufigkeit von
Starkniederschlägen, die bei einer Erwärmung selbst im Hochgebirge immer öfter in
Form von Regen fallen werden, zunimmt. Durch das verstärkte Angebot an losem
Material wird außerdem der Geschiebeanteil des abfliesenden Wassers stark erhöht.
Dies betrifft besonders die Elektrizitätswirtschaft mit den hochgelegenen
Speicherseen, da diese Stauseen das Geschiebe abfangen und dadurch öfter
ausgebaggert werden müssen (Wagner et al., 1996).
5.3
Schneebedeckung und Auswirkung auf den Winterfremdenverkehr
Die erste Abschätzung der Auswirkung einer Klimaänderung auf die Andauer der
Schneedecke in Österreich wurde im Rahmen einer umfassenden Studie der ÖAW
zu Klimaänderungen und möglichen Auswirkungen dieser (ÖAW, 1993) durchgeführt,
wobei die zugrundeliegende klimatische Statistik später noch verbessert wurde. Sie
zeigte auf, dass in ca. 90 % aller Österreichischen Wintersportorte eine Erwärmung
um 2°C im Winter die Wirtschaftlichkeit des Wintertourismus in Frage stellen würde.
Da die Sommersaison in den meisten dieser Gemeinden nur zusammen mit der
Wintersaison rentabel ist, müssten diese Orte alternative Lösungen suchen.
Die Fortführung dieser Arbeit (Hantel et al., 2000) diente der Weiterentwicklung der
statistischen Methodik. Für alle österreichischen Stationen (einzeln und zusammen)
wurde die Anzahl der Tage mit einer Schneedecke grösser als 5 cm in einen
statistischen Zusammenhang mit der europäischen Mitteltemperatur, definiert nach
Jones, gebracht. Unter der Annahme einer europäischen Temperaturerhöhung von
1°C ergibt sich für ganz Österreich für den Winter (Dez., Jan., Feb.) eine maximale
Reduktion von 31 Tagen und zwar für die Höhenlagen um 550 m. Für das Frühjahr
(März, April, Mai) sogar 42 Tage, und das in den Höhenlagen um 1350 m. Durch die
eingradige Erwärmung wandern diese sensibelsten Gebiete nach oben und zwar im
Winter auf 900 m Seehöhe und im Frühjahr auf 1900 m Seehöhe.
Eine vom meteorologischen Ansatz einfachere Studie von Breiling et al. (1998), die
aber auch die wirtschaftlichen Auswirkungen der Änderungen einschließt ergibt bei
2°C Erwärmung eine Verschiebung der Schneeverhältnisse um 100 bis 200 m nach
oben. Dies läßt schwere Instabilitäten im Wirtschaftsgefüge mancher
Wintertourismusgebiete erwarten. Eine Temperaturerhöhung um 2° C beurteilt diese
Studie als wirtschaftlich verkraftbar, ein weiterer Anstieg um 1°C jedoch bewirkt den
Ausfall der wichtigsten Skigebiete.
In einer Studie von Kromp-Kolb und Formayer (2001) wurden die Klimadaten vom
Bundesland Salzburg analysiert. Hierbei zeigte sich, dass in den um rund 1 °C
wärmeren 90er Jahren (verglichen mit der Standardperiode 1961-1990) ein
Rückgang der Tage mit einer Schneedecke größer als 20 cm um rund eine Woche
auftrat. Dies auch nur in Gebieten bis rund 1000 m Seehöhe. Untersucht man
hingegen die 10 wärmsten Jahre aus der Periode 1948 bis 1999, die rund 1.5 °C
wärmer waren als die Standardperiode geht die Anzahl der Tage um rund drei
33
Wochen zurück und der Rückgang ist selbst auf der Schmittenhöhe in 1964 m
Seehöhe noch bemerkbar (siehe Abbildung 5-3).
Mittlere Anzahl der Tage mit einer Schneedecke größer als 5 cm im
klimatologischen Mittel und in den 10 wärmsten Saisonen (Nov-Apr)
200
150
Mittelwert 10Tmax
Mittelwert 61-90
Delta 10Tmax
Tage
100
50
4.3
0.4
0
-11.6
-24.8
-15.8
-27.7
-21.8
-50
Salzburg FH
Zell am See
Radstadt
Bad Gastein Schmittenhoehe Rudolfshütte
Sonnblick
Abb. 5-3: : Anzahl der Tage mit Schneehöhen größer als 5 cm während der Wintersaison
(November bis April) im 30 jährigen Mittel und die 10 wärmsten Jahre.
In vielen Skigebieten wird versucht, durch Einsatz von Schneekanonen die
Schneesicherheit zu garantieren; infolge dessen hat sich die künstlich beschneite
Fläche in Salzburg zwischen 1997 und 2000 verdoppelt. Eine Erwärmung führt
natürlich auch zu einer Einschränkung der Einsatzzeiten von Beschneiungsanlagen,
da diese (ohne chemische Zusätze) nur bei negativen Temperaturen arbeiten
können. In derselben Studie wurde die Einsatzmöglichkeiten von Schneekanonen
heute und nach einer ein- bzw. zweigradigen Erwärmung untersucht. Für Zell am
See
ergibt
sich,
dass
für
jedes
Grad
Temperaturerhöhung
die
Unterschreitungswahrscheinlichkeit für die Schwellenwerte um rund 10 % sinkt,
wobei heute die Wahrscheinlichkeit im Saisonmittel bei 70 % (Schwellenwert 0°C)
bzw. 50 % (Schwellenwert –2°C) liegt. Die Schmittenhöhe reagiert nicht so stark.
Hier beträgt die Reduktion nur rund 5 % pro Grad Temperaturerhöhung, wobei die
momentanen Wahrscheinlichkeiten bei 85 % (Schwellwert 0°C) und 75 %
(Schwellwert –2°C) liegen. Dies bedeutet, dass mit zunehmendem Bedarf an
künstlicher Beschneiung, die Möglichkeit dazu abnimmt. Technologische Fortschritte
mögen hier etwas Spielraum schaffen, doch werden Wasser- und Energiebedarf
ebenso wie Umweltschonung den Möglichkeiten immer Grenzen setzen.
5.4
Veränderung der Niederschläge und damit einhergehende
Veränderungen des Wasserkörpers.
Der Niederschlag kann von Globalen Zirkulationsmodellen aufgrund ihrer groben
räumlichen Auflösung nur sehr schlecht reproduziert werden. Durch die
verschiedenen Downscalingverfahren versucht man zwar die regionalen Effekte mit
einzubeziehen, dennoch sind die Niederschlagsszenarien mit mehr Unsicherheiten
34
behaftet als die der Temperatur. Die meisten österreichischen Szenarien für den
Niederschlag gehen von einer Zunahme des Niederschlags in den Wintermonaten,
und einem gleich bleiben oder geringen Rückgang während der Sommermonate aus,
wobei die Gesamtsumme des Jahresniederschlages einigermaßen konstant bleibt.
Nachtnebel et. al. (2000) verwendeten solch ein Szenario um das Abflussverhalten
einiger österreichischer Einzugsgebiete zu untersuchen. Hierbei zeigte sich eine
deutliche Veränderung des Abflussverhaltens. Treten heute die Niederwässer im
Winter auf, so verschieben sie sich in Zukunft, bedingt durch den höheren
Regenanteil am Niederschlag im Winter, in den Spätsommer und Herbst. Die
Schneeschmelze setzt früher ein und ist aufgrund der geringeren
Schneeakkumulation nicht mehr so ausgeprägt. Sowohl die potentielle als auch die
tatsächliche Verdunstung steigen aufgrund der höheren Temperaturen. Dies führt in
den Flachlandregionen zu einer deutlichen Reduzierung der Bodenfeuchte und der
Grundwasserneubildung.
Für die Abschätzung einer künftigen Hochwassergefahr im alpinen Raum wird es
jedoch ganz wesentlich sein, wie sich die atmosphärischen Strömungsmuster ( u.a.
auch die NAO) über der Nordhemisphäre entwickeln (Glogger, 1998). Kommen
zukünftige Tiefdrucktröge vermehrt über den Alpen zu liegen, so würde das auch
eine Zunahme der Winterregen bedeuten. Dann wäre vermehrt mit extremen
Hochwasserereignissen zu rechnen.
5.5
Extremereignisse
Wie bereits in Kapitel 4.1 dargestellt, sind GCMs nicht in der Lage so kurzfristige und
regionale Phänomene, wie es Extremereignisse darstellen, richtig zu reproduzieren.
Diese nachträglich durch Regionalisierungsansätze aufzulösen ist kaum möglich.
Grundsätzliche statistische Überlegungen können jedoch etwas Einblick in die zu
erwartenden Änderungen geben.
Bei einer Klimaänderung kann sich einerseits der Mittelwert eines Parameters ändern
aber auch dessen Varianz. In Abbildung 5-4 ist anhand der Temperatur
veranschaulicht, welche Konsequenzen daraus folgen. In Graphik A wird bei einer
Normalverteilung (was bei der Temperatur einigermaßen zutrifft) nur der Mittelwert
erhöht. Dies führt zu einer deutlichen Zuname der Hitzeperioden und auch neue
Temperaturrekorde treten auf. Kältewellen nehmen hingegen ab. In Graphik B wird
nur die Varianz erhöht. Dies hat zur Folge, dass sowohl die Hitze- als auch
Kälteperioden zunehmen und in beide Richtungen hin Rekorde auftreten können. In
Graphik C werden nun beide Vorgänge überlagert; also der Mittelwert steigt und die
Varianz nimmt zu. Dies führt zu einen starken Anstieg der extremen Hitzeereignisse
aber auch Kälteperioden sind nicht ganz auszuschließen. Man geht davon aus, dass
diese letzte Darstellung den realen, zu erwartenden Verhältnissen am nächsten
kommt.
Explizit für Österreich gibt es keine Abschätzungen, wie sich eine Klimaänderung auf
die Extremereignisse auswirken wird. Auf europäischer Ebene wurde jedoch in dem
ACACIA-Projekt (A Concerted Action Towards a Comprehensive Climate Impacts
and Adaptations Assessment for the European Union) versucht, auch die
Entwicklung der Extremereignisse abzuschätzen. Die Studie kommt zu folgenden für
Österreich relevanten Schlüssen:
?? Hitzewellen werden in Zukunft häufiger
35
?? Dürreperioden werden in Süd- und Zentraleuropa im Sommer zunehmen
?? Starkniederschläge werden generell, aber speziell im Wintern zunehmen
?? Die Sturmhäufigkeit nimmt möglicherweise zu
Nach der ACACIA-Studie ist damit zu rechnen, dass etwa im Jahre 2080 die Sommer
in der Regel so heiß sein werden, wie derzeit die heißesten 10%. Dies kann schon
beträchtliche Auswirkungen auf die Mortalität haben, wie eine Untersuchung für
Braunschweig zeigt (Abb. 5-5).
Abb.5-4: Zunahme von Extremwerten bei Klimaverschiebungen am Beispiel der Temperatur
(IPCC 2001)
36
Abb. 5-5: Abweichung der Mortalitätsrate vom langjährigen
Hitzewellen in Braunschweig (nach Jendritzky, 2001).
Durchschnitt
während
Trockenperioden werden demnach in Österreich besonders in den östlichen Teilen,
wo bereits jetzt zeitweise Probleme mit der Wasserversorgung auftreten, zunehmen.
Dies wird sich speziell in der Landwirtschaft stark auswirken. Wie aus einer Studie
von Nachtnebel et. al. 2000 bekannt, sinkt im östlichen Flachland die
Bodenfeuchtigkeit bereits wegen der gesteigerten Verdunstung ab. Kommt es dazu
noch zu häufigeren regenfreien Perioden kann dies sehr großen Schaden
verursachen. Die letzten beiden Jahre könnten ein Vorgeschmack darauf sein, womit
man in Zukunft häufiger rechnen muß.
GCM Simulationen deuten darauf hin, daß die erwartete Niederschlagszunahme in
den mittleren und hohen nördlichen Breiten hauptsächlich aufgrund einer Zunahme
der Starkniederschlagsereignisse eintreten wird (WHETTON et al. 1993 in FREI und
SCHÄR 2000, HENNESSY et al. 1997, ZWIERS and KHARIN 1998, FOWLER und
HENNESSY 1995, GREGORY and MITCHELL 1995 in FREI et al. 1997). Auch in
regionalen Klimamodellen konnte für den Winter eine Zunahme der
Starkniederschlagsereignisse über Europa gefunden werden (SCHÄR et al. 1996,
JONES et al. 1997 in FREI et al. 1998), wobei das Ausmaß der Zunahme mit der
Intensität des Ereignisses steigt; die leichten Regenfälle bleiben unverändert (FREI
et al. 1998).
Für Österreich kann die Zunahme der Starkniederschlagsereignisse besonders
folgewirksam sein, da dies in einem gebirgigen Land wie Österreich nicht nur zu
einer Zunahme der Überschwemmungen führen, sondern auch schwerwiegende
Auswirkungen auf alle geomorphologischen Prozesse wie Steinschläge,
Murenabgänge und Hanginstabilitäten haben kann. In Kombination mit dem
Gletscher- und Permafrostrückgang führt dies speziell im Gebirge zu einer Erhöhung
des Gefährdungspotentials, für welche die schutzbaulichen Maßnamen im Wildbachund Lawinenverbau möglicherweise nicht ausreichend ausgelegt sind.
Lawinen und vor allem große Schadlawinen sind die Folge von extremen
Wetterverhältnissen, insbesondere intensiven und langanhaltenden Schneefällen
37
verbunden mit starken Schneeverfrachtungen oder rasche markante Erwärmung und
Regen bis in große Höhen. Bei weitem nicht alle extremen Verhältnisse führen zu
Lawinen. Lawinenereignisse sind nur in geringem Maße durch das mittlere Klima
bestimmt. Eine Beurteilung der Änderung der Lawinenaktivität auf der Basis
durchschnittlicher Änderungen bestimmter klimatologischer Parameter ist daher
grundsätzlich schwierig. Lawinen sind im Gegensatz zu Gletschern keine
Klimaindikatoren.
Unter der Annahme eines positiven Temperaturtrends und einer mehr oder weniger
stark ausgeprägten Steigerung des mittleren Niederschlages können aber doch
einige Schlussfolgerungen gezogen werden (Baumgartner et al. 2000):
?? Die räumliche und zeitliche Ausdehnung der Schneedecke könnte sich vor allem
in den tieferen Lagen verringern. Das heißt, dass der lawinenträchtige Zeitraum
sich hier verkürzt, aber nicht zwangsläufig, dass sich weniger Schadenlawinen
ereignen, da extreme Wetterverhältnisse in dem verfügbaren Zeitfenster trotzdem
auftreten können.
?? Eine frühere Durchfeuchtung der Schneedecke aufgrund wärmerer Temperaturen
könnte früher als bisher zu Nassschneegrundlawinen führen. Es besteht aber kein
Grund anzunehmen, dass sich die Anzahl der schadenverursachenden
Naßschneelawinen übers ganze Jahr gesehen erhöhen wird.
?? Durchschnittlich höhere Temperaturen während der Niederschlagsperiode
könnten aber auch bewirken, dass die Setzungen der Schneedecke deutlicher
ausfallen und so kritische Situationen früher und öfter entschärft werden. Dies gilt
vor allem in tiefen und mittleren Lagen.
?? Da mit der Zunahme des Niederschlags zugleich auch der Anteil an
Starkschneefällen
zunimmt,
kann
eine
Steigerung
der
3-Tages
Starkniederschlagsereignisse vermutet werden. Dies könnte zu einer Steigerung
der Lawinentätigkeit vor allem in den höheren Lagen führen.
Entscheidend zur Lawinengefährdung wird jedenfalls das Verhalten der Menschen
beitragen – ob die alpinen Regionen vom Einzelnen und von der Gesellschaft
verantwortungsbewusst oder sorglos genutzt werden.
Was extratropische Stürme betrifft, so zeigen die GCMs kein einheitliches Bild,
sowohl was die Intensität als auch die Häufigkeit betrifft. In der Studie von ACACIA
(2000) geht man aber von einer möglichen Zunahme der Stürme über Europa,
speziell im Winter und Frühjahr aus. Die Lage der Sturmbahnen hängt jedoch sehr
stark von der NAO ab. Da - wie bereits in Kapitel 4.3 beschrieben - über die
Entwicklung der NAO derzeit noch keine verlässlichen Angaben gemacht werden
können, kann auch nicht gesagt werden, ob Österreich von dieser Zunahme
betroffen sein wird.
38
5.6
Potentielle Auswirkungen auf die Landwirtschaft
Die potentiellen Auswirkungen einer Klimaänderung auf die Landwirtschaft sind
vielfältig und komplex. Zum einen geht der Klimawandel sowohl mit Änderungen der
physikalischen Klimagrößen (Temperatur, Niederschlag, Strahlung, etc.) als auch
chemischen Zusammensetzung der Atmosphäre einher, zum anderen betrifft er die
Landwirtschaft über mehrere Wege: Auswirkungen auf die Pflanzenproduktion, auf
die Böden, auf Schädlinge und Pflanzenkrankheiten und auf die Tierproduktion. In
einigen dieser Bereiche spielt die Häufigkeit des Auftretens von Extremereignissen,
wie z.B. Dürreperioden, eine besondere Rolle. Von einer verlässlichen quantitativen
Abschätzung der Auswirkungen des Klimawandels auf die Landwirtschaft unter
Berücksichtigung all dieser Effekte ist die Wissenschaft noch weit entfernt.
Viele Studien beschränken sich wegen der Komplexität des Problems und der
Unsicherheit über zukünftige nicht-klimatische Einflussfaktoren (z.B. sozioökonomische) auf Teilbereiche der landwirtschaftlichen Produktion, wie z.B. den
direkt betroffenen Bereich der Pflanzenproduktion. Dazu gibt es auch bereits
Ergebnisse eines detaillierten Projektes in Österreich (Eitzinger et al., 2001;
Alexandrov et al., 2001), die hier beispielhaft näher vorgestellt werden sollen.
Für drei wichtige landwirtschaftliche Produktionsregionen - im Nordosten (in Niederösterreich), Nordwesten (in Oberösterreich) und Südosten (in der Steiermark)
Österreichs - wurden für Winterweizen und Sommergerste die Auswirkungen der
Klimaänderungsszenarien in Anlehnung an vier GCM Läufe mittels
Pflanzensimulationsmodellen untersucht. In den ausgewählten Gebieten steigen die
Jahresdurchschnittstemperaturen nach den GCM-Szenarien um 0,9° bis 1,8°C in den
2020er Jahren, zwischen 1,6° und 3,2°C in den 2050er Jahren und zwischen 2,9°C
und 4,9°C in den 2080er Jahren. Der Niederschlag wird demnach in den 2020er
Jahren leicht zunehmen, in den 2050er Jahren und 2080er Jahren nur im kalten
Halbjahr zunehmen und in den 2080er Jahren im warmen Halbjahr leicht abnehmen
(vgl. Abb. 5-6).
o
? T ( C)
5
4
3
45
2020s
o
o
0.9 -1.8 C
30
? P (%)
ECHAM4
HadCM2
CGCM1
CSIRO-Mk2b
GFDL-R15
6
15
0
2
1
-15
0
-30
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
2020s
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
39
45
6
2080s
o
o
3.0 -4.9 C
5
? T (oC)
? P (%)
30
2080s
15
0
4
3
2
-15
1
-30
0
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Month
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Month
Abb. 5-6: Ergebnisse der regionalisierten Klimamodelle für Temperatur (T) und Niederschlag
(P) in den 2020ern, und 2080ern in Oberösterreich
Die Ergebnisse zeigen generell eine Verkürzung der Entwicklungsphase (Zeitraum
bis zur Reife) um 6-15 Tage durch die Erwärmung. Die damit verbundene
Ertragsminderung konnte durch die leichte Zunahme der Niederschläge nicht wett
gemacht werden. Nur auf den leichten Böden hatte die Zunahme des Niederschlags
einen positiven Ertragseffekt, da die Pflanzen weniger Wasserstress ausgesetzt
waren. Alle Klimaänderungsszenarien verursachten eine Reduktion im simulierten
Ertrag, wenn der direkte Effekt eines erhöhten CO2-Gehaltes nicht berücksichtigt
wird, hauptsächlich durch die verkürzte Dauer der simulierten Entwicklungsphasen.
Bei Berücksichtigung des direkten Effektes eines erhöhten CO2-Gehaltes auf die
Photosynthese jedoch wurde unter den meisten Klimaszenarien und an den meisten
Standorten eine Steigerung des Ertrages bei beiden Getreidearten in ähnlicher
Größenordnung erzielt (vgl. z.B. Abb. 5-7)
Wheat yield changes (%)
20
ECHAM4
HadCM2
a)
CGCM1
CSIRO-Mk2b
10
GFDL-R15
2020s
2050s
2080s
0
2020s
2050s
2080s
-10
indirect CO2 eff ect
direct CO2 ef fect
-20
Abb. 5-7: Erträge von Winterweizen im Vergleich zu den gegenwärtigen Erträgen für die
Szenarien der 2020er, 2050er und 2080er Jahre in Niederösterreich (Laa/Thaya,
Braunerde, hohe (337 mm) Bodenwasserspeicherfähigkeit) mit und ohne direkten
40
Effekt eines erhöhten Kohlendioxidgehaltes auf das Pflanzenwachstum; CERES
Modell
Nicht für alle Kulturpflanzen kann die CO2 -Zunahme die Klimaeffekte kompensieren.
Im Falle von Mais und den weltweit gesehen sehr wichtigen Reis ergeben
Modellberechnungen auch unter Berücksichtigung des Düngungseffektes
Ertragsminderungen, bei Soja und Weizen hängt das Vorzeichen der
Ertragsänderung vom verwendeten Szenarium ab (Weigel 2001).
Bei der Interpretation und Verallgemeinerung dieser Ergebnisse ist auch aus
anderen Gründen Vorsicht geboten: Der Boden spielt eine sehr wichtige Rolle, wie
aus den Ergebnissen vergleichender Sensitivitätsstudien hervorgeht: Bei
Winterweizen führte eine Erhöhung um 0.5°C und 2°C (ohne Berücksichtigung des
direkten CO2-Effektes) jeweils zu einem niedrigeren simulierten Ertrag von 1-7 % und
7-26 %. Eine Erhöhung des Niederschlags führte bei den meisten mittleren und
schweren Böden zu einer simulierten leichten Ertragsreduktion, wie z.B. in Hohenau,
Niederösterreich (Abb. 5-8a). Bei leichten Böden mit sehr niedriger
Bodenwasserspeicherfähigkeit zeigte sich jedoch eine simulierte starke positive
Ertragsentwicklung bei erhöhten Niederschlägen und eine sehr starke Abnahme bei
abnehmender Wasserversorgung (Abb. 5-8a). Ähnliche Ergebnisse wurden auch für
die Sommergerste erzielt.
0
0.5
1
1.5
2
a) 20
20
0
3
0.5
1
1.5
2
b) 20
20
10
10
4
2
0
Precipitation changes (%)
-1
0
0
-2
-3
-4
-10
-10
-5
-4
-8
0
0
-12
-16
-10
-10
-20
-6
-7
-20
-20
0
0.5
1
1.5
2
-8
Grain yield changes (%)
0
Grain yield changes (%)
10
Precipitation changes (%)
1
10
-24
-20
-20
0
Air temperature changes (oC)
0.5
1
1.5
2
Air temperature changes (oC)
Abb. 5-8: Änderungen beim Ertrag von Winterweizen (%) in Abhängigkeit von Temperaturund Niederschlagsänderung in a) Hohenau (Niederösterreich, kalkhaltiger
Kulturrohboden, 318 mm Bodenwasserspeicherkapazität) und b) Rohrbach
(Oberösterreich, kalkfreie Felsbraunerde, 100 mm BWSK); CERES Modell
Diese Berechnungen gelten für ideale Bedingungen, d.h. dass z.B. Schadeinflüsse
aus dem Boden (z.B. Bodenversalzung) nicht enthalten sind. Potentielle limitierende
Faktoren wie Nährstoffversorgung, Unkräuter, Krankheiten oder Schädlinge sind
ebenfalls nicht berücksichtigt.
Es ist auch zu beachten, dass es sich bei diesen Ergebnissen um Berechnungen
mittels Pflanzenwachstumsmodellen handelt, die allgemein einen sehr hohen
empirisch-statistischen Anteil haben, der für die gegenwärtige Klimasituation
abgeleitet und validiert wurde. Die Aussagekraft für zukünftige Klimate ist daher
begrenzt.
41
Es ist auch bekannt, dass die Auswirkungen von CO2-Konzentrationserhöhungen
geringer ausfallen bei schlechter Stickstoffversorgung, und stärker bei schlechter
Wasserversorgung und höheren Temperaturen (Weigel 2001). Da es jedoch bei
weitem nicht für alle Kulturpflanzen entsprechende Feldversuche gibt, fehlen in vielen
Fällen die nötigen empirischen Grundlagen und Daten.
Die Auswirkungen möglicherweise erhöhten Auftretens von Extremereignissen, wie
Dürre, Hagel, Frost sind in den Modellen nicht enthalten, weil auch die GCMs dazu
noch wenig Information liefern. Grundsätzlich nimmt der negative Effekt von
Trockenperioden auf die Wasserbilanz von Kulturpflanzen (inklusive der
Bodenwasserbilanz)
wegen
des
bei
höherer
Temperatur
grösseren
Verdunstungspotentials bei einer Klimaerwärmung zu. Es ist zu erwarten, dass vor
allem in sensiblen Gebieten, wie etwa im relativ niederschlagsarmen Osten und
Südosten Österreichs, auf Böden mit niedriger Bodenwasserspeicherkapazität (z.B.
Sandböden, Schotterböden) und während der wasserstressempfindlichen
Wachstumsperioden der verschiedenen Kulturpflanzen (meist während der Blütezeit
und frühen Reifephase) der Einfluß von Dürre regional die möglichen
Ertragssteigerungen durch CO2 bei weitem überwiegt.
Für die Landwirtschaft gilt jedenfalls, dass die klimatischen Entwicklungen
zeitgerechte Anpassungsmaßnahmen erfordern. Zu den kurzfristig umsetzbaren
Maßnahmen zählen zum Beispiel Änderungen im Anbauzeitpunkt, Wechsel zu
besser adaptierten Pflanzensorten, Änderungen in der Düngung oder Wechsel zu
bodenwassersparenden Bodenbearbeitungsverfahren oder Mulchsystemen.
Durch Vorverlegung des Anbauzeitpunktes können z.B. die beschleunigte
phänologische Entwicklung und deren negative Auswirkungen auf die
Pflanzenproduktion zu einem großen Teil vermieden werden. Außerdem erfolgt eine
bessere Nutzung des über den Winter gespeicherten Bodenwassers durch den
Pflanzenbestand und eine Verminderung unproduktiver Evaporation vom
freiliegenden Boden im Frühjahr. Ergebnisse dieser Art finden sich in einer Reihen
von Untersuchungen über potentielle Auswirkungen einer Klimaänderung auf die
landwirtschaftliche Produktion in Europa (z.B. Alexandrov and Hoogenboom, 2000;
Downing et al., 2000; Harrison et al., 1995; Parry, 2000; Nonhebel, 1996; Semenov
et al., 1996).
Etwas längerfristig können pflanzenzüchterische Maßnahmen positive Änderungen
im Ertragspotential der Kulturpflanzen bewirken.
Schließlich sei noch darauf hingewiesen, dass die klimabedingten mittleren
Änderungen wesentlich geringeren Einfluß auf die Landwirtschaft und den
landwirtschaftlichen Ertrag haben, als technische, ökonomische oder
sozioökonomische Entwicklungen haben können.
5.7
Potentielle Auswirkungen auf die Forstwirtschaft
Es ist unumstritten, daß eine enge Kopplung zwischen Klimaänderungen und dem
Verhalten von Waldökosystemen besteht. Sowohl ihre Zusammensetzung, ihre
Dynamik als auch ihre Stabilität sind betroffen (BayForklim, 1999). Wie bei der
Landwirtschaft sind auch hier sowohl die physikalischen als auch die chemischen
Änderungen, die mit dem Klimawandel verbunden sind zu berücksichtigen.
Die Auswirkungen des CO2-Anstiegs in der Troposphäre, des Erwärmungsvorgangs
und weiterer damit zusammenhängender Veränderungen klimatischer Parameter
42
(z.B. Niederschlagsmenge und -verteilung, phänologische Termine, Frostrisiko) auf
die Waldökosysteme des Alpenraumes, ihre Lebensgemeinschaften, ihren Wasserund Nährstoffhaushalt sowie ihre ökonomischen und ökologischen Funktionen sind
jedoch in ihrem Zusammenspiel noch weitgehend unbekannt. Großes Wissensdefizit
besteht in der Erfassung und Modellierung der zahlreichen Rückkopplungseffekte
zwischen den relevanten Mechanismen. Niemand kann zur Zeit mit Sicherheit sagen,
ob sich die Strukturen und Funktionen dieser langlebigen Systeme den
Klimaverschiebungen anpassen können oder ob krisenhafte Phasen der Instabilität
drohen (BayForklim, 1999).
Aufgrund der geographischen Nähe und ähnlicher Klima- und Vegetationsbedingungen kann ein Großteil der Forschungsergebnisse aus Bayern und der
Schweiz auf österreichische Regionen übertragen werden. Besonders interessant
sind hierfür die Ergebnisse des 1999 abgeschlossenen bayerischen Klimaforschungsprogrammes BayForklim und des 1998 beendeten Nationalen Forschungsprogrammes NFP 31 aus der Schweiz. Obwohl seit dem Ende dieser Programme bis
heute etwa 3 Jahre vergangen sind, repräsentieren diese Arbeiten den aktuellen
Wissensstand in vielen Bereichen der alpinen Klimaänderungsforschung. Dies
resultiert zum einen aus der Tatsache, daß Impaktstudien dieser Art längere
Projektlaufzeiten erfordern, zum anderen aus der ausgezeichneten Koordination
dieser Programme, die die Zusammenfassung und gemeinsame Interpretation der
Ergebnisse vieler Einzeluntersuchungen ermöglichte und somit einen enormen
Wissensgewinn zur Folge hatte.
Die ermittelten Folgen des Klimawandels können je nach verwendetem
Klimaszenario – global, vor allem aber auch regional und lokal – von einander
abweichen. Während bei den meisten Studien ziemlich übereinstimmend mit einem
Temperaturanstieg im kommenden Jahrhundert um 1-2 K gerechnet wird, gehen die
Erwartungen bezüglich des Niederschlagsregimes auseinander; teils wird mit einer
Abnahme, teils mit einer Zunahme während der Vegetationszeit gerechnet. Je
nachdem sind die Auswirkungen der Klimaänderung auf die Wälder ganz
verschieden.
Als auch auf österreichische Regionen übertragbare Ergebnisse der Projektgruppe
"Wald" in BayForklim können die folgenden Ergebnisse zusammengefasst werden:
Die Erwärmung als solche wird mit einiger Sicherheit zu einer - unregelmäßigen Verschiebung der heutigen Obergrenze charakteristischer Waldgesellschaften um
ca. 50-100 m nach oben führen und dabei insbesondere die Buche begünstigen (vgl.
Kienast et al. 1995, 1998, Fischlin und Gyalistras 1997).
Die Verlängerung der Vegetationszeit und der Anstieg der Mitteltemperatur werden
die Mineralisation von Streu und Humus fördern, was zu einer vermehrten
Freisetzung von CO2, NH4+ und NO3- in die Bodenlösung führen dürfte, sofern nicht
eine stärkere sommerliche Austrocknung entgegen wirkt (vgl. Powers 1990, van
Cleve et al. 1990).
Falls im Verein mit dem Temperaturanstieg die sommerlichen Niederschläge
zurückgehen, wird die Wasserversorgung der trockenen Bergmischwälder und
Schneeheide-Kiefernwälder in steiler Südhanglage mit flachgründigen, skelettreichen
Böden generell verschlechtert. Episodisch auftretende, besonders niederschlagsarme Perioden werden ein stärkeres Gewicht bekommen. Deshalb dürfte der
Kiefernanteil hier im Vergleich zur Buche, Fichte und Tanne ansteigen, obwohl die
CO2-Zunahme zu Anpassungsreaktionen von Fichte und Buche (Kiefer) führen wird.
Ein flächenmäßiges Zusammenbrechen der Wälder mit Ersatz durch Strauch- und
43
Rasengesellschaften ist jedoch auch hier eher unwahrscheinlich, da die
Bedingungen für den Wald angesichts der Höhenlage und des allgemeinen
Niederschlagsniveaus noch immer relativ günstig bleiben. Diese Erwartung gilt für die
geprüften künftigen Klimaverhältnisse und unter der Voraussetzung, daß die
Naturverjüngung nicht durch überhöhte Schalenwildbestände behindert wird.
Sollten indessen die Niederschläge in der Vegetationszeit und die
Bodendurchfeuchtung im Sommer zunehmen, dürfte die Biomasseproduktion der
Bergmischwälder und der subalpinen Fichtenwälder unter stärkerer Beteiligung der
Buche generell ansteigen. Eine unter diesen Bedingungen zu erwartende vermehrte
Mineralisation des Humus im Boden mit verstärkter Freisetzung von Nitrat in die
Bodenlösung wird im Kalkalpenbereich wahrscheinlich zumindest teilweise durch
gesteigerte Stickstoffeinlagerung in die Bestandesbiomasse aufgefangen, vor allem
in jene der Buche mit ihren Begleitbaumarten Bergahorn, Esche und Linde (vgl.
Rothe 1996, Heitz 1998).
Abb. 5-9 : Laufender jährlicher Holzvolumenzuwachs (oben) und Zuwachsanteile (unten) von
Fichte, Tanne und Buche im 1xCO2- (links) und 2xCO2- (rechts) Szenario für
Tallagen. Berechnet mit dem Waldwachstumssimulator SILVA für die Tallagen der
Region des Werdenfelser Landes (BayForklim, 1999). Unter 2xCO2-Bedingungen
bildet sich in Tallagen besonders im fortgeschrittenen Alter ein wesentlicher
buchenreicherer und fichtenärmerer Bestand aus als im 1xCO2-Szenario.
Vergleiche dazu auch Abbildung 5-12 für österreichische Tieflandfichtenbestände.
Der aus der Wuchsbeschleunigung resultierende verstärkte Streufall wird einem
Schwund der Humus- und Stickstoffvorräte der Böden entgegenwirken, und die
Gefahr einer vermehrten Nitratausspülung bleibt begrenzt.
44
Anders ist die Situation in den Flysch-Voralpen, wo bei größeren Stickstoffeinträgen
aus der Atmosphäre die hochmontanen Fichtenbestände heute bereits teilweise
Stickstoffsättigung erreicht haben.
Die Ergebnisse der waldgeschichtlichen und waldwachstumskundlichen Studien und
eines Gaswechselprojekts lassen sich dahingehend interpretieren, daß ein
Klimawandel zwar unzweifelhaft wichtige Standortparameter und das
Wuchsverhalten der Baumarten verändern wird, die Wälder jedoch auch ein
Anpassungs- oder Beharrungsvermögen und damit eine gewisse Stabilität
gegenüber Klimaveränderungen in der geprüften Größenordung besitzen. Wäre dies
nicht der Fall, hätten sich z.B. die postglazialen Klimaschwankungen stärker auf die
Zusammensetzung der Wälder auswirken müssen. Diese relative Stabilität ist zum
einen darin begründet, daß in den Szenarien für das Untersuchungsgebiet heute wie
in der Zukunft relativ günstige klimatische Bedingungen für die beteiligten Baumarten
herrschen, andererseits aber Fichte, Buche und Kiefer offensichtlich auf einen CO2Anstieg mit einer Einschränkung der stomatären Leitfähigkeit und damit auch der
Transpiration reagieren. Schließlich besteht in Mischbeständen eine Risikoverteilung
auf mehrere Baumarten, die je nach den klimatischen Voraussetzungen
unterschiedlich vital sind, aber insgesamt stabile und leistungsfähige Bestände
aufbauen.
Die Kernaussagen des schweizerischen NFP 31 bezüglich Klimaänderungsfolgen für
Waldökosysteme sind auf den besonders sensiblen Gebirgswald fokussiert und
können folgendermaßen zusammengefasst werden (NFP 31, 1998):
?? Mehr Wärme läßt Bäume in die Höhe wandern
?? Sträucher und Kräuter sind im Vormarsch
?? Fichten wachsen nicht schneller
Trotz einer etwas anderen Herangehensweise, kommt also auch dieses
Forschungsprojekt zu ähnlichen Ergebnissen. Aber auch einige der Detailergebnisse
sind für Österreich von Interesse:
Eine Klimaänderung bewirkt an einem bestimmten Standort eine Änderung der
Lebensbedingungen. Diese sind bestimmend für die dort vorkommende, typische
natürliche Pflanzengesellschaft. Da der Mensch im Laufe der Jahrhunderte sehr stark
in die Waldentwicklung eingegriffen hat, muß die natürliche heutige Vegetation erst
wieder rekonstruiert werden. Durch den Vergleich mit der beobachteten
Waldvegetation wird ersichtlich, wie groß der Anteil der Waldfläche mit naturferner
Baumartenzusammensetzung ist. Naturferne Waldflächen können eine schlechte
Anpassungsfähigkeit im Zusammenhang mit Veränderungen der Umweltbedingungen haben. Solche Waldflächen sind deshalb grundsätzlich mit höherem Risiko
behaftet als naturnahe Flächen.
Bei einem mäßigen Temperaturanstieg (Zunahme der Jahresmitteltemperatur
zwischen +1,0°C und +1,4°C beziehungsweise der Julitemperatur um +1,5°C)
bleiben rund 50% der waldfähigen Punkte der Schweiz in der gleichen
Waldgesellschaft. Der Anteil schlecht angepasster Bestände steigt um 5% bis 10%.
Ein starker Temperaturanstieg (Zunahme der Jahresmitteltemperatur je nach Region
zwischen
+2,0°C
und
+2,8°C,
beziehungsweise
der
Julitemperatur
regionsunabhängig um +3,0°C belässt nur noch an 11 % der waldfähigen Punkte der
Schweiz den heutigen potentiell naturnahen Waldtyp. Die schlecht angepassten
Bestände nehmen um 10 % bis 30 % zu. Die empfindlichsten Wälder liegen offenbar
in niederschlagsarmen Gebieten auf Böden mit geringem Wasserspeichervermögen.
45
In den inneralpinen Tälern ist deshalb bei starkem Temperaturanstieg mit einer
Versteppung zu rechnen, wenn keine trockenheitsresistenten Arten einwandern.
Die verschiedenen Modellsimulationen zeigen übereinstimmend ein Vorrücken des
Laubwaldgürtels in höhere Lagen. Da die Waldgrenze im Gebirge nicht ebenso
schnell in die Höhe steigt, werden die typischen Gebirgswaldgürtel räumlich
zusammengedrängt. Eigentliche Gewinner der simulierten Vegetationsverschiebung
sind die Eichen-Hainbuchenwälder. Hauptverlierer sind die Nadelwälder der Gebirge,
welche einer Invasion von Laubbäumen gegenüber stehen.
Die Strauch- und Krautschicht im Wald ist ökologisch von großer Bedeutung. So
nehmen krautige Unterwuchspflanzen weit stärker Einfluß auf die Bodenmikroorganismen und den Nährstoffkreislauf im Wald als ihr Massenanteil vermuten ließe.
Ein hoher Krautanteil kann bei Bäumen zu Zuwachseinbußen führen. Atmosphärische Veränderungen können deshalb über die Strauch- und Krautschicht das
Ökosystem Wald nachhaltig beeinflussen. In den letzten Jahren häufen sich denn
auch Hinweise auf eine Zunahme krautiger Unterwuchspflanzen in den Wäldern
verschiedener Länder. Da diese Zunahme vor allem «stickstoffliebende» Arten betrifft
und die Artenvielfalt gleichzeitig abnimmt, werden diese Veränderungen in erster
Linie dem steigenden, menschlich bedingten Stickstoffeintrag aus Verkehr, Industrie
und Landwirtschaft zugeschrieben. Stickstoff gilt im allgemeinen als der wichtigste
Pflanzennährstoff da die Pflanze relativ viel davon braucht und er in der Natur
meistens eher knapp vorhanden ist. Dadurch vermag knapp vorhandener Stickstoff
das Pflanzenwachstum am stärksten zu hemmen. Die gemeinsame Wirkung von
erhöhtem atmosphärischem CO2 und von erhöhtem Stickstoffeintrag ist deshalb für
das Ökosystem Wald von zentraler Bedeutung.
Mehr CO2 erhöht bei einigen schnellwüchsigen Unterwuchspflanzen die Anzahl der
Blätter, falls zunehmend mehr Stickstoff zur Verfügung steht. Das weist auf eine CO2
bedingte Verschärfung der Konkurrenz um mineralischen Stickstoff in der
Bodenlösung hin. Mehr CO2 ohne Stickstofferhöhung bringt bei diesen Arten
hingegen keine relevante Biomassenzunahme.
Speziell lichtbedürftige Arten scheinen jedoch durchaus Nutzen allein aus einer CO2Erhöhung zu ziehen. So benötigen dickblättrige Pfanzen (z.B. Alpenlattich) viel Licht
damit auch die tieferen Zellschichten bei der heutigen CO2-Verfügbarkeit noch
Photosynthese betreiben können. Mehr CO2 bringt hier auch ohne Stickstoffzunahme
eine deutlich erhöhte Biomasse.
Komplexer werden die Zusammenhänge bei Unterwuchspflanzen, wie z.B. Waldwachtelweizen, die vom Stoffwechsel ihrer Wirte abhängig sind. Waldwachtelweizen
gedeiht nur eng zusammen mit der Fichte. Das Wachstum solcher Pflanzen scheint
indirekt dadurch stimuliert zu werden, daß der Wirt unter erhöhtem CO2 wächst und
damit in seinem Wurzelsystem und im Boden offenbar eine größere Verfügbarkeit
von Kohlenstoffverbindungen schafft. Die Pflanzen werden gewissermaßen
unabhängiger von den Lebensbedingungen im Unterwuchs und können mehr Samen
produzieren.
Damit wird deutlich, daß der Boden in der Gesamtreaktion des Ökosystems eine
wichtige Rolle innehat. Nicht nur die veränderten Reaktionen der Pflanzen, auch
direkte Depositionen aus der Atmosphäre, wie eben Stickstoff, lösen
Bodenveränderungen aus. Nach den Resultaten von Feldbeobachtungen zu
schließen, reagieren Böden im Vergleich zu den Pflanzen aber verzögert auf
Umweltveränderungen. Die Reaktionszeiten liegen im Bereich von Jahrzehnten.
Nicht alle Teile des Ökosystems reagieren also notwendigerweise zeitgleich auf eine
46
Klima- oder CO2-Änderung. Aus der nacheiszeitlichen Vegetationsgeschichte ist
bekannt dass bei Klimaänderungen in der Vergangenheit die verzögerte
Bodenreaktion für die verzögerte Reaktion der Vegetation mitverantwortlich sein
kann. Die träge Reaktion der Böden gibt also auch heute zur Befürchtung Anlaß, daß
erst in 10 Jahren oder mehr die entsprechende Reaktion der Pflanzendecke folgt.
Zugleich ist zu bedenken, dass sich solche Zeithorizonte aber auch mit mehrjährigen
Versuchen nicht abdecken lassen. Unter diesem Aspekt müssen auch die folgende
Schlußfolgerungen gesehen werden: Eine steigende CO2-Konzentrationen bietet
Unterwuchspflanzen unter schlechten Lichtbedingungen bessere Überlebensmöglichkeiten. Das bedeutet, daß die Bodenflora der betroffenen Wälder bisher zu
dunkle und deshalb unbewachsene Stellen des Waldbodens vermehrt besiedeln
kann. Von Wirten abhängige Pflanzen profitieren vom höheren Kohlenstoffangebot
ihrer Wirte. An weniger lichtlimitierten Standorten bewirken erhöhte Stickstoffeinträge
ein verstärktes Wachstum der Krautschicht. Besonders schnell-wachsende Arten
könnten zunehmend überhand nehmen und sich allenfalls negativ auf das
Aufkommen von Baumjungwuchs auswirken.
Abb. 5-10 : Änderung der Fichtenbiomasse unter verschiedenen CO2-Konzentrationen nach
drei Versuchsjahren. Der CO2-Einfluß ist nur für die Wurzelbiomasse signifikant.
Die Gesamtbiomasse wird durch die unterschiedlichen CO2-Konzentrationen nicht
beeinflußt (NFP 31, 1998).
Nadelbäume sind eine Hauptkomponente des Bergwaldes. Die Nadeln haben wie die
Blätter der Unterwuchspflanzen die Aufgabe, CO2 aufzunehmen und für den
Stoffwechsel und das Wachstum zur Verfügung zu stellen. Im Rahmen von NFP 31
wurden auch Langzeitversuche mit Fichten durchgeführt, die zeigten, daß Fichten auf
erhöhtes CO2-Angebot nur anfänglich mit erhöhter Photosynthesrate reagieren.
Schon am Ende des dritten Versuchsjahres konnten keine Effekte mehr festgestellt
werden. Offenbar führt mehr CO2 vorerst zu einer erhöhten CO2-Aufnahme der
Fichtennadeln. Die Fichten scheinen diese Mehrleistung ihrer Nadeln aber nicht
47
nutzen zu können. Entweder kann der zusätzlich gewonnene Kohlenstoff nicht in ein
verstärktes Wachstum investiert werden, weil andere Faktoren das nicht zulassen,
oder die Abtransport-Kapazität aus den Nadeln in andere Pflanzenorgane ist
erschöpft. Auf jeden Fall antwortet die Fichte auf den Kohlenstoffüberschuß in den
Nadeln mit einer Reduktion der Photosyntheseleistung.
Im Gegensatz zu CO2 vermochte ein erhöhter Stickstoffeintrag die Gesamtbiomasse
deutlich zu steigern. Die Biomassezunahme betraf nun vor allem die oberirdischen
Teile wie die Ast- und die Nadelbiomasse. Die Wurzelbiomasse veränderte sich
hingegen kaum, tendenziell eher abnehmend. Offensichtlich bewirkt eine erhöhte
atmosphärische CO2-Konzentration eine verstärkte Abgabe der Photosyntheseprodukte in die Wurzel auf Kosten der Ast- und Nadelbiomasse. Bei zunehmendem
Stickstoff-Eintrag wird dieser positive CO2-Effekt auf die Wurzel weitgehend wieder
aufgehoben.
Abb. 5-11: Änderung der Fichtenbiomasse unter verschiedenen Stickstoffeinträgen nach drei
Versuchsjahren. Deutlich wirkt sich der erhöhte Stickstoffeintrag auf Ast- und
Nadelbiomasse aus. Kaum eine Reaktion zeigt dagegen die Wurzelbiomasse (NFP
31, 1998)
Die gegensätzliche Wirkung einer CO2- und einer Stickstofferhöhung macht es sehr
schwierig, einen ökologischen Gesamteffekt zuverlässig abzuschätzen. Dominiert der
CO2-Effekt, lichten sich wegen des reduzierten Ast- und Nadelwachstums die
Baumkronen auf. Das verändert die Lichtverteilung im Bestand und insbesondere
erreicht mehr Licht den Waldboden. Davon profitiert dann der Unterwuchs, welcher
von einer erhöhten CO2-Konzentration bereits ohne diesen zusätzlichen Lichtgewinn
eher begünstigt wird. Um so stärker wird bei einer Kronenauflichtung die dort schon
erwähnte Konkurrenz des Unterwuchses gegenüber dem Baumjungwuchs. Dominiert
der Stickstoffeffekt, wird das Ast- und Nadelwachstum begünstigt und entsprechend
reduziert sich diese Konkurrenz.
48
Weitere Untersuchen bestätigen Klimaeinflüsse auf die mechanische Stabilität der
Nadelbäume, indem sie Veränderungen in der Früh- und Spätholzbildung
verursachen (die Spätholzanteile fungieren als Stützelemente des Baumes, die
Frühholzzellen dienen der Wasserleitung). Darüber hinaus reagiert die
Frühholzdichte stärker auf erhöhtes CO2 und mehr Stickstoffeintrag auf die
Spätholzdichte. Die Versuche zeigten im dritten Versuchsjahr signifikant dichteres
Frühholz bei höheren CO2-Konzentrationen, während sich die Spätholzdichte kaum
veränderte. Bei mehr CO2 vermochten die Bäume aber breitere Spätholzabschnitte
zu bilden. Die Frühholzbreite nahm hingegen nicht wesentlich zu. Insgesamt könnten
Nadelbäume widerstandsfähiger gegen mechanische Belastung wie Wind- und
Schneedruck werden, wenn der erhöhte Stickstoffeintrag nicht wäre. Mehr Stickstoff
verringert nämlich die Frühholzdichte. Diese entgegengesetzte Wirkung liegt in
genau derselben Größenordnung wie die CO2-Wirkung. Vereinfacht kann gesagt
werden, daß die CO2-bedingte Zunahme der Holzdichte von Waldbäumen durch
regionale Stickstoffeinträge zum Teil oder vollständig aufgehoben wird.
Abb. 5-: Sensitivität eines Tieflandfichtenbestandes bezüglich eines Klimaänderungsszenarios (IPCC, 1990), daß eine Erhöhung der Mitteltemperatur im
Sommerhalbjahr um 2.5 °C und im Winterhalbjahr um 1.5 °C bis zu Jahr 2050
annimmt. Für die Niederschlagssummen wird im Sommerhalbjahr eine
Verringerung um 15 % veranschlagt. Links: Simulierte Vegetationsentwicklung
unter aktuellen Klimabedingungen. Rechts: Simulation unter dem gewählten
Änderungsszenario.
Auch in Österreich hat man sich mit Simulationen der Waldentwicklung unter
veränderten Klimabedingungen befaßt (Formayer et al., 1998). Unter
Zugrundelegung
eines
IPCC
Szenarios
(IPCC,
1990)
wurde
die
Bestandesentwicklung für unterschiedliche Baumarten simuliert Hönninger und
Lexer, 1997). Das gewählte IPCC Szenario geht von einer Erhöhung der
Mitteltemperatur im Sommerhalbjahr von 2.5°C und im Winterhalbjahr von 1.5°C bis
zum Jahr 2050 aus. Für die Niederschlagssummen wird im Sommerhalbjahr eine
Verringerung um 15% angenommen. Die Ergebnisse der Simulation zeigen, ähnlich
den Ergebnissen aus der Schweiz, daß es unter diesem Szenario zu starker
Mortalität und schließlich gänzlichem Verschwinden von Tieflandfichtenbeständen
49
kommen könnte (Abbildung 5-12). Anstelle der Fichtenbestände wird die Ausbildung
eines Mischbestandes mit Buche, Kiefer, Hainbuche und Spitzahorn erwartet. Diese
Ergebnisse sind jedoch nicht als ,,Wachstumsprognose" für einen konkreten Bestand
zu betrachten. Viele für die Entwicklung eines konkreten Bestandes wichtige
Einzelfaktoren konnten im Modell nur in vereinfachter Parameterisierung oder gar
nicht berücksichtigt werden. Das Modell ist jedoch durchaus dazu geeignet,
allgemeine Entwicklungstrends unter veränderten Klimabedingungen aufzuzeigen.
In einer neueren Studie (Lexer et al. 2000) wurde ein Waldentwicklungsmodell für
alle Punkte der österreichischen Forstinventur für drei verschiedene Klimaszenarien
berechnet. Daraus geht hervor, dass eine Klimaänderung von etwa 1°C und +/- 7%
Niederschlagsänderung eine Art Schwellenwert darstellt, jenseits dessen die
Auswirkungen der Klimaänderungen auf den Wald erheblich ansteigen.
Jedoch nicht nur die Verschiebung von Vegetationszonen kann für Österreichs
Wälder Probleme bedeuten. Auch die Schädlingsverbreitung bzw. -vermehrung zeigt
Klimaabhängigkeiten. Als wechselwarme Tiere sind Insekten nur in beschränktem
Ausmaß imstande ihre Körpertemperatur und damit ihren Stoffwechsel unabhängig
von der Außentemperatur zu halten (Schopf, 1997). Wie aus paläontologischen
Untersuchungen bekannt ist, reagierten Insekten auf die relativ rasch wechselnden
glacial/interglacialen Klimabedingungen hauptsächlich durch Migration und kaum
durch spezielle morphologische Anpassung. Hinsichtlich der Immigration
wärmeliebender Arten gibt es bereits seit längerem Berichte, daß die seit der
Jahrhundertwende nachzuweisende Erwärmung Nordeuropas ein intensives
Einwandern von verschiedenen Schädlingsarten aus südlicheren Regionen
ermöglichte. Zikadenarten begannen Anfang der 30er Jahre nord- und ostwärts zu
wandern und wurden bereits auf der Nordseeinsel Borkum sowie in Rußland
gefunden.
Im Fall einer Klimaerwärmung ist auch mit einer rascheren Entwicklung der
Schädlinge zu rechnen. Daraus resultierende Folgen sind beispielsweise aus
Modellrechnungen ersichtlich, welche die Entwicklung des Buchdruckers in einem
besonders ,,warmen" (1992) und einem ,,kalten" Jahr (1989) nachvollziehen. 1992
konnten sich aufgrund des Witterungsverlaufes drei Schädlingsgenerationen bis ins
überwinterungsfähige Jungkäferstadium entwickeln, 1989 nur zwei (Schopf, 1997).
Wird dieses Ergebnis auf den Schädlingsbefall durch die überwinternden Tiere im
nächsten Frühjahr, ausgedrückt in m² befallener Rindenfläche, umgerechnet, so
ergibt sich ein Verhältnis von 8.000 zu 20.
Aus all diesen Untersuchungen wird die Komplexität des Ökosystems "Wald" mit all
seinen Einflussfaktoren, Kopplungs- und Rückkopplungsmechanismen deutlich. Die
Modellierung dieses Systems steht noch am Anfang und viele Prozesse und
Zusammenhänge sind noch unverstanden. Ein großes Problem liegt auch im
oftmaligen Fehlen geeigneter regionaler Klimaänderungsszenarien für die
Verwendung in Waldentwicklungsmodellen.
Nicht uninteressant ist auch ein Blick auf die derzeitige Waldentwicklung.
Waldzunahmen konnte für Österreich, Dänemark, Frankreich, Deutschland,
Slowenien, Schweden und die Schweiz nachgewiesen werden (European
Commision, 2000). Auch für Portugal und Spanien wird erhöhtes Waldwachstum
angenommen. Diese positive Entwicklung darf aber nicht darüber hinweg täuschen,
daß
die
nahezu
einheitlich
prognostizierten
Veränderungen
in
der
Artenzusammensetzung in einzelnen Waldregionen merkliche Folgen für Stabilität
und Entwicklung der dort vorkommenden Ökosysteme haben könnten. Darüber
50
hinaus muß bei einer Zunahme klimatischer Extremereignisse mit erhöhten
Produktionskosten, Ertragseinbußen und damit mit empfindlichen Störungen am
Holzmarkt gerechnet werden.
5.8
Veränderungen der UV-Strahlung
Aufgrund der in den letzten 25 Jahren aufgetretenen dramatischen Veränderungen
der Ozonschicht in der Stratosphäre und der damit verbundenen Erhöhung der UVStrahlung an der Erdoberfläche wurden verstärkt Untersuchungen über mögliche
Auswirkungen dieser Veränderungen, vor allem auf das Leben auf der Erde
durchgeführt (Farman et al., 1985; Tevini und Teramura., 1989; Madronich et al.,
1991; Stamnes et al., 1993; WHO 1994; Harris et al., 1995; McKenzie et al., 1994;
Koepke et al., 1997).
Zunehmende UV-B-Strahlungsintensität wirkt sich auf das Klima über direkte
Prozesse, wie z.B. über die Verteilung von Aerosol und treibhauswirksamen Gasen,
aber auch über indirekte Prozesse (Wolkenphysik und Änderungen in der räumlichen
Verteilung von Wolken) aus. Trotz der Bedeutung der genannten Prozesse bestehen
noch Kenntnisdefizite, die z.B. eine eindeutige Aussage über den Beitrag dieser
Prozesse zur Klimänderungen nicht zulassen.
Die UV-Strahlung hat auch großen Einfluss auf die chemische Zusammensetzung
der Troposphäre. Erhöhte UV-B-Strahlung führt zur Erhöhung bestimmter
Photolysenreaktionen und bestimmt damit den Abbau der flüchtigen organischen
Verbindungen (VOC) und die Bildung von Ozon in bodennahen Luftschichten (Jacob
et al., 1986, Forkel et al., 1995, Crutzen P. J., 1992, Madronich et al., 1992,
Fluglestvedt et al., 1994). Da Ozon auch ein treibhauswirksames Gas ist, ergeben
sich auch auf diesem Weg Auswirkungen auf die Lufttemperatur in der Troposphäre.
Neben der Photochemie sind die Veränderungen in der UV-Strahlungsintensität
wegen ihren biologischen Wirkungen besonders wichtig. Die UV-B-Strahlung
beeinflusst beispielsweise das Immunsystem und die Bildung von Vitamin D beim
Menschen, tötet Bakterien ab und beeinflusst die Sauerstoffproduktion der Pflanzen
(Tevini M, 1993). Andererseits kann UV-B-Strahlung zu einer Zellschädigung führen
und so Hautkrebs verursachen (Fryer M.J. 1993, Slaper et al., 1996). Auch
Mikroorganismen und Pflanzen können geschädigt werden (Tevini. M.,1996, Björn.
L.O., 1996, Caldwell et al., 1994).
Da der Ozonabbau in der Stratosphäre viel besser dokumentiert ist als die
Veränderungen der UV-Strahlung, wird versucht, den Ozonabbau direkt mit der
Wirkung der UV-Strahlung auf biologische Systeme zu koppeln. Dazu wird ein
„radiation amplification factor“ (RAF) definiert. Er beschreibt die Änderung der
biologisch gewichteten UV-Strahlung, die sich aus einer Änderung der Ozonsäule
ergibt. Ein RAF von 1,2 Erythem (Hautrötung) bedeutet beispielsweise, dass eine
einprozentige Reduzierung der Ozonsäule zur einer 1,2-prozentigen Zunahme der
erythemwirksame Strahlung führt. In einem geringen Ausmaß hängt der RAF auch
von der Sonnenhöhe ab. Bei 30° Sonnenhöhe beträgt für eine Wellenlänge von
310 nm der RAF 2,6 und für 300 nm gilt bereits RAF=10 (Frederick et al. 1989). Dies
verdeutlicht, wie stark der Ozoneinfluss bei kürzeren Wellenlängen zunimmt. Für
denjenigen UV-B-Bereich, der für die Schädigung der DNA verantwortlich ist, beträgt
RAF 1,9, während für die Erythemempfindlichkeit, bei der auch Wellenlängen größer
320 nm eine Bedeutung haben, der Wert RAF 1,1 beträgt.
51
In Abbildung 5-13 sind die Monatsmittelwerte der erythem-gewichteten
Bestrahlungsstärke für die Jahre 1998 bis 2001 dargestellt. Wegen der
unterschiedlichen meteorologischen Gegebenheiten weisen die Monatsmittelwerte
gleicher Monate in den verschiedenen Jahren deutlich unterschiedliche Werte auf. Im
April 2001 waren die Monatsmittelwerte der erythem-gewichteten Bestrahlungsstärke
um 14 % höher als im selben Monat des Jahres 2000. Die Unterschiede können von
Jahr zur Jahr über 20 % betragen.
Die Zunahme der UV-Strahlung bei reduziertem Ozon ist in den Bergen höher als im
Flachland. Von größter Bedeutung sind Reflexionsprozesse an der Schneedecke.
Die hohe Albedo am Sonnblick führt auch zu einer vermehrten Rückstreuung durch
die Atmosphäre und damit zu einer Erhöhung der ultravioletten Bestrahlungsstärke.
1998
1999
2000
2001
Monatsmittelwerte (kJ/m2)
4.5
4.0
3.5
3.0
2.5
2.0
1.5
1.0
0.5
0.0
Jan
Feb Marz Apr
Mai
Jun
Jul
Aug Sep
Okt Nov Dez
Monat
Abbildung 5-13: Monatsmittelwerte der erythem-gewichteten Bestrahlungsstärke für
die Jahre 1998 bis 2001, gemessen am Sonnblick
Aufgrund der hohen natürlichen Variabilität der Bestrahlungsstärke ist zu erwarten,
dass ein Trend der UV-Strahlung erst nach jahrzehntelangen Messreihen zu
erkennen sein wird. Eine Alternative, um den Einfluss der verschiedenen Prozesse
auf die UV-Strahlung zu studieren und eine mögliche zukünftige Entwicklung der UVStrahlung vorherzusagen, stellen Modelle dar.
Die Modelle wurden entwickelt, um den Strahlungstransfer durch die Atmosphäre zu
simulieren und die UV-Strahlung am Boden zu berechnen. Dabei beschränken sich
die meisten Modelle auf den Fall eines wolkenlosen Himmels. Gegenstand aktueller
Forschung ist eine Erweiterung auf den bewölkten Himmel.
Aus langen Messreihen der Ozonschichtdicke am Hohenpeissenberg lässt sich
mittels eines Modells der langzeitliche Verlauf der UV-Bestrahlungsstärke
52
abschätzen. Dies ist in Abbildung 5-14 für klaren Himmel, 30° Zenitwinkel der Sonne
(etwa Mittagszeit) und eine Wellenlänge von 305 nm gezeigt. Die so ermittelten
Monatswerte der Bestrahlungsstärke zeigen eine hohe Variabilität, die von etwa 42
bis 54 mW/m2/nm im Juni 2000 reicht. Die Monatsmittelwerte der UVBestrahlungsstärke erreichten bis Ende der achtziger Jahre kaum einmal den Wert
von 48 mW/m2/nm. 1993 und 2000 erreichten die Werte ca. 54 mW/m2/nm, was
einer Steigerung von etwa 12 % entspricht.
Abbildung 5-14: Langzeitliche Entwicklung von Gesamtozon und berechnete UVIntensität im Juni am Hohenpeissenberg (Korrelationsrechnung für klaren Himmel,
305nm Wellenlänge und 30° Sonnenzenitwinkel) (Ozonbulletin DWD, 2001)
Im Rahmen vom Bayerischen Klimaforschungsprogramm wurden Arbeiten über die
zukünftigen UV-Szenarien für Bayern durchgeführt. Abbildung 5-15 zeigt die
zukünftigen UV-Szenarien anhand der erythem-gewichteten Strahlung in Form der
prozentualen Änderungen, die sich gegenüber dem Jahr 1992 ergeben. Sie gelten
für den Sonnhöchststand am 15. jeden Monats für wolkenlose mittlere
Atmosphärenbedingungen in Bayern.
Bis zum Erreichen des Ozonminimums um das Jahr 2015 ist für Winter und Frühling
noch eine weitere Zunahme der UV-Globalstrahlung um rund 3 % zu erwarten,
während die Werte im Sommer und Herbst schon wieder leicht zurückgehen. Dies
gilt nicht für das pessimistische Szenario, für das sich in allen Monaten noch eine
weitere Zunahme der UV-Strahlung ergibt. Selbst beim optimistischen Szenario ist in
den ersten Monaten des Jahres nicht mit einem Rückgang der derzeitigen hohen
Werte der UV-Strahlung zu rechnen. Die Mittelwerte des Zeitraumes 1967-72 werden
bis 2015 bestenfalls erreicht und auch 2060 nur im optimistischen Fall deutlich
unterschritten.
53
Abbildung 5-15: Änderung der erythem-gewichteten UV-Strahlung (in %) gegenüber
1992 (Quelle: Abschlussbericht des Bayerischen Klimaforschungsverbundes, 1999).
54
5.9
Abschätzung der Schäden
Schäden durch Klimaänderungen können sehr unterschiedlichen Charakter haben:
sie können schleichend auftreten infolge allmählicher Änderungen oder sie können –
vor allem in Zusammenhang mit Extremereignissen – schlagartig auftreten und
möglicherweise zu wiederholten Malen. Die Schäden können in direkter Folgen oder
indirekter Folge von Klimaänderungen auftreten, sie können offenkundig oder
versteckt sein, sie können finanziell bewertbar sein oder nicht quantifizierbare
Qualitäten oder Werte betreffen.
Am meisten Information liegt über direkte, plötzlich aufgetretene, finanziell
bewertbare Schäden vor, wie sie in Folge von Extremereignissen auftreten können.
Orientiert man sich an den durch Naturkatastrophen verursachten Schäden, wie sie
von den Versicherungs- und Rückversicherungsgesellschaften erfasst werden, so
zeigt sich ein eindeutiger Trend (siehe Tabelle 5-1 und Abb. 5-16): die Anzahl an
großen Naturkatastrophen in den 90er Jahren war rund dreimal so hoch wie in den
60er Jahren. Der dabei verursachte wirtschaftliche Schaden ist um das 9-fache und
der Versicherungsschaden sogar um das 16-fache gestiegen (Münchner
Rückversicherung, 2000).
Tabelle 5-1: Große Naturkatastrophen weltweit. Dekadenvergleich von 1960
bis 1999.
Schadensfälle
Wirtschaftlicher
Schaden
Versicherungsschaden
1960-69
27
71.1
1970-79
47
127.8
1980-89
63
198.6
1990-99
87
608.5
90s : 60s
3.2
8.6
6.8
11.7
24.7
109.3
16.1
Schadensangaben in Millionen US$ (1999)
Quelle: Topics 1999 - Annual review of natural catastrophes 1999, p.19
Die Auswirkungen von Starkniederschlagsereignissen sind statistisch noch
schwieriger zu bearbeiten als die Niederschlagsereignisse selbst, da dabei nicht nur
meteorologische Ursachen ausschlaggebend sind, sondern auch z.B.
Infrastrukturmaßnahmen und Bodennutzungsänderungen stark einfließen. In
Österreich sind heute schutzbauliche Konstruktionen in der Wildbach- und
Lawinenverbauung im Werte von rund 130 Milliarden Schilling installiert
(Weinmeister 2000). Dies veranschaulicht, dass Starkniederschlagsereignisse
heutzutage unterschiedliche Auswirkungen haben als vor 20 oder gar 100 Jahren.
55
Abb.5-16: Anzahl der Naturkatastrophen weltweit (Münchner RE 2000)
In diesem Lichte muß auch die Abbildung 5-17 der Lawinenstatistik interpretiert
werden. Speziell wenn man die Lawinenaktivität anhand der Anzahl an Lawinentoten
veranschaulichen will, muß man sich bewusst sein, dass sich das Freizeitverhalten in
den letzen 50 Jahren grundsätzlich verändert hat. Eine zunehmende Anzahl an
Skitourengehern und Variantenfahrern geht oft unbewusst oder bewusst sehr hohe
Risiken ein. Die Lawinenkatastrophe von Galtür 1999 hat jedoch verdeutlicht, dass
selbst die in Österreich sehr intensiv ausgebaute Sicherheitsinfrastruktur keinen
absoluten Schutz vor Extremereignissen innerhalb des Siedlungsgebietes bieten
kann.
150
100
50
1998/99
1994/95
1974/75
0
1950/51
Zahl der Toten
Lawinentote in Österreich
Abb. 5-17: Lawinentote in Österreich (nach GAYL und BAUER, Jahrbücher des
Kuratoriums für Alpine Sicherheit, Institut für Lawinen- und Wildbachforschung /
LAWINENHANDBUCH, 2000).
56
Hagelunwetter können in der Landwirtschaft, aber auch an Gebäuden oder durch
Blechschäden bei Autos verheerende Schäden verursachen. In Abbildung 2-13 ist
neben dem Verlauf der Anzahl der Hagelereignisse mit wirtschaftlichem Schaden in
der Landwirtschaft auch der entstandene Versicherungsschaden während der letzten
elf Jahre dargestellt. Man erkennt eine weit stärkere Zunahme des
Versicherungsschadens als der Zahl der Hagelereignisse.
Die Trocknisschäden des heurigen Jahres waren besonders ausgeprägt in der
Südsteiermark und im südlichen Burgenland. Der verursachte landwirtschaftliche
Schaden wurde Anfang September 2001 bereits mit 1.3 Milliarden ATS beziffert
(Landwirtschaftskammer Steiermark). Eine längere Reihe der Trocknisschäden ist
noch nicht verfügbar, da die Österreichische Hagelversicherung erst vor kurzem
auch Trocknisschäden versichert und sich daher noch kein Datenmaterial
gesammelt hat. Gemessen an dem Interesse, das sowohl seitens der Versicherung
als auch seitens des Landwirtschaftsministerium dieser Frage entgegengebracht
wird, muß man davon ausgehen, daß die Trocknisschäden zumindestens für die
einzelnen Landwirte ein ernstes wirtschaftliches Problem darstellen.
5.10 Zusammenfassende Bewertung
Die für global und für den alpinen Raum vorliegenden Untersuchungen zeigen eine
Fülle von beobachteten Änderungen sowie von möglichen weiteren Entwicklungen
auf. Ein Vielzahl meteorologischer Elemente zeigt in den letzten Jahrzehnten eine
deutliche Tendenz auf (vgl. Tabelle 5-2). Insgesamt ergibt sich daraus ein recht
konsistentes Bild, das zu den von den Modellen berechneten Entwicklungen infolge
des verstärkten Treibhauseffektes passt. Ausnahme bildet die fehlende Tendenz bei
den Tagesamplituden der Temperatur, die global betrachtet abnimmt – ein Folge der
zunehmenden Aerosolverunreinigung. Im Sinne der Simulationsexperimente im
IPCC 2001 Bericht und der daraus gezogenen Schlussfolgerung ist davon
auszugehen, dass auch diese in Österreich beobachteten Änderungen weitgehend
eine Folge der anthropogenen Verstärkung des Treibhauseffektes sind.
Betrachtet man darüber hinaus auch Veränderungen komplexerer Größen, und
versucht man diese zu bewerten, in Hinblick auf Ursache, Verlässlichkeit der
Aussagen zu den Änderungen – vergangen und zukünftig - und Genauigkeit
eventueller Szenarienberechnungen, so ergibt sich das in Tabelle 5-3
zusammengestellte, zugegebenermaßen subjektive Bild. Dabei wird noch einmal
deutlich, dass sowohl Sicherheit als auch Genauigkeit der Aussagen, insbesondere
letztere, zu wünschen übrig lassen. Dies hängt zum Teil damit zusammen, dass es
noch an der wissenschaftlichen Methodik fehlt, sehr stark aber auch damit, dass
speziell für Österreich keine einschlägigen Untersuchungen vorliegen. Dabei sind in
die Tabelle nur jene Veränderungen aufgenommen, zu denen überhaupt etwas
gesagt werden kann. Eine Fülle anderer Fragen, wie etwa Einflüsse der
Klimaänderung auf Hitzestress, Krankheitsvektoren, Schadstoffbelastung, Weinbau,
Grünland, Sommertourismus, Temperaturen der Badesseen, Elektrizitäts- und
Bauwirtschaft, usw. können mangels einschlägiger Studien derzeit gar nicht
behandelt werden.
57
Tabelle 5-2: Tendenzen meteorologischer Elemente nach den ÖKLIM-Daten der
ZAMG (2001). Die angegebenen Tendenzen gelten nicht immer für jede Station und
nicht für jede Station in gleichen Maße. Sie sollen lediglich einen Überblick über das
dominante Verhalten geben.
Element
Temperatur (Max, Min,
Mittel)
Tagesschwankung
Temperatur
Luftdruck
Dampfdruck
Relative Feuchte
Bewölkung Sommer
Bewölkung Winter Berg
Bewölkung Winter Tal
Sonnescheindauer Sommer
Sonnescheindauer –
Sommer - Berg
Sonnescheindauer Winter
Niederschlag – Süd
Niederschlag – West
Neuschneesummen
Neuschneesummen Berg
Tage mit Schneedecke
Tage mit Schneedecke
Berg
Tendenz
+
Ausprägung
Sehr deutlich
0
Deutlich
+
+
+
+
+, -
Deutlich
Schwach
+
Deutlich
+
Deutlich
+
+
Deutlich
+
Deutlich
Sehr deutlich
Deutlich
Deutlich
Deutlich
Deutlich
Schwach
Deutlich
Schwach
Schwach
Bei der Interpretation der Tabelle 5-3 ist darauf zu achten, daß sich die letzten
beiden Spalten immer auf Österreich beziehen. Im allgemeinen hebt die Tatsache,
dass eine Änderung bereits beobachtet wird (Spalte 4), die Sicherheit der Aussage,
dass mit dem Treibhauseffekt eine Änderung verbunden ist, nicht aber unbedingt die
Genauigkeit, mit der diese Änderung in Szenarien quantifiziert werden kann. Wenn
beim untersuchten Gebiet Österreich und ein zweites Gebiet angeführt sind,
bedeutet das in der Regel, dass für Österreich keine Zukunftsszenarien berechnet
wurden und von Ergebnissen für andere Gebiete auf Österreich geschlossen werden
muß. Im Falle der landwirtschaftliche Produktion liegen zwar Modellberechnungen
vor, die angewandte Downscalingmethode, die Vernachlässigungen in den
Pflanzenwachstumsmodellen und die Qualität der Modelle selbst lassen die
Ergebnisse jedoch als wenig abgesichert erscheinen. Statistiken zur Untermauerung
der Ergebnisse liegen wegen der zahlreichen anderen, das mögliche Klimasignal
verfälschenden Einflussfaktoren nicht vor.
58
Tabelle 5-2: Elemente des Klimawandels, Ursache, Sicherheit der Aussage und Genauigkeit angegebener Szenarien.
In den letzten beiden Spalten entspricht 1 großer Sicherheit bzw. Genauigkeit, 5 sehr geringer Sicherheit bzw. Genauigkeit.
Element/
Phänomen
Temperatur
Gletscher
UV-Strahlung
(bis 2015, nach 2015)
Andauer der
Schneedecke
Starkregen
Bio-Migration
Waldwachstum
Änderung
+
Anthropogener
Treibhauseffekt
als Ursache?
Wahrscheinlich
-
Wahrscheinlich
Aussagen SzenarienSicherheit Genauigkeit
Österreich
1
2
Österreich/
Schweiz
Österreich/
Bayern
Österreich
1
3
2
2
2
3
Alpenraum
2
4
Österreich
2
5
-
Wahrscheinlich,
aber nur teilweise
Wahrscheinlich
+
Wahrscheinlich
+
+
Wahrscheinlich
Beobachtung,
Downscaling
Beobachtung,
Modellierung
Beobachtung,
Modellierung
Beobachtung,
Modellierung
Beobachtung,
GCM-Interpretation
Beobachtung
Wahrscheinlich
Beobachtung
Österreich
3
4
Österreich
Ostösterreich/
ACACIA
Österreich/
Schweiz
Österreich
3
3
4
4
3
4
3
5
Möglich
Modelle
Beobachtung,
GCM-Interpretation
Beobachtung,
GCM-Interpretation
Beobachtung,
Downscaling
GCM-Interpretation
4
4
Möglich
Modellierung
Österreich
4
4
Denkbar
Denkbar
Plausibilitätsüberlegung
Beobachtung
Österreich
Europa
4
5
4
+,-
Waldzusammensetzung
Dürre
+
Wahrscheinlich
Möglich
Hagelhäufigkeit
+
Möglich
Niederschlag
(West, Süd)
Stürmhäufigkeit
+, -
Landwirtschaftliche
Produktion
Schadlawinen
NAO-Beeinflussung
Abgesichert durch
Untersuchtes
Gebiet
+
+
Wahrscheinlich
55
6
Schlußwort
Österreich ist ein alpines Land, dessen Bewohnbarkeit in weiten Bereichen von der
Stabilität der Vegetation, insbesondere der Wälder an den Gebirgshängen abhängt.
Auch die Mobilität innerhalb des Landes ist an die Klimaverhältnisse gebunden. Ein
wesentlicher Teil der Energieversorgung und der Wirtschaft (Tourismus,
Landwirtschaft, etc.) sind stark klimaabhängig. Angesichts der Tatsache, daß
eventuelle globale Klimaänderungen in Österreich sehr spezifische Ausprägungen
erfahren können ist es unabdingbar, daß das Klima, seine Änderungen und die
Folgen dieser in Österreich untersucht werden.
7
Literatur
Alexandrov V, Hoogenboom G (2000) The impact of climate variability and change on crop
yield in Bulgaria. Agricultural and Forest Meteorology, 104(4), 315-327.
Alexandrov, V., J. Eitzinger, E. Klaghofer und M. Oberforster (2001) Auswirkungen einer
Klimaänderung auf auf Agrarökosysteme in ausgewählten landwirtschaftlichen
Produktionsgebieten in Österreich. Proceedings, Deutsch - Österreichisch Schweizerische Meteorologen - Tagung, 18. bis 21. September 2001, Wien,
Österreich.
Auer I., Böhm R., Hammer N., Schöner. W., Wiesinger T., Winiwater W., 1995:
Glaziologische Untersuchungen im Sonnblickgebiet: Forschungsprogramm
Wurtenkees. Österreichische Beiträge zu Meteorologie und Geophysik Heft 12.
Auer und Böhm 1994: A search for greenhouse signal using daytime and nighttime
temperature series. In: Climate Variations in Europe [Heino, R. (ed.)]. Publ.
Acad. of Finland, 3/94, 141-151.
Auer I., Böhm R., Schöner W. 2001: Austrian Long-Term Climate – Multiple Instrumental
Climate Series from Central Europe. Österr. Beitr. zu Meteorologie und
Geophysik, Heft 25.
Bairlein & Winkel in Grassl 1998
Bais, A.F., Zerefos, C.S., Meleti, C., Ziomas, I.C., und Tourpali, K.(1993) Spectral
measurements of solar UVB radiation and its relations to total ozone, SO2 and
clouds. J. Geophy. Res., 98 (D3).
Baumgartner et al 2000: Lawinen und Klimaänderung. Unveröffentlichtes Manuskript. Institut
für Meteorologie und Physik, BOKU
BayForklim, 1999: Klimaänderungen in Bayern und ihre Auswirkungen. Abschlußbericht des
Bayerischen Klimaforschungsverbundes, c/o Universität München, München.
Björn, L.O (1996) Effects of ozone deplation and increased UV-B on terrestrial ecosystems.
Int. J. Environm. Stud. 51, 217-243
Blumthaler, M. und Ambach, W. (1991), Spectral Measurements of Global and Diffuse
Ultraviolet-B Radiant Exposure and Ozone Variations., Photochem. Photobiol.,
54(3), 429-432.
Böhm R., Auer I., Schöner W. Hagen M., 1998: Long Alpine barometric time series in
different altitudes as a measure for 19th/20th century warming. Proc. 8th Conf.
55
On Mountain Meteorology, 3 -7 August 1998, Flagstaff, Arizona, pp 72-76, AMS
Boston.
Breiling M., Charamza P., Skage O. R., 1997: Klimasensibilität österreichischer Bezirke mit
besonderer
Berücksichtigung
des
Wintertourismus,
Endbericht
des
Forschungsauftrages
des
Österreichischen
Bundesministeriums
für
Wirtschaftliche Angelegenheiten, Projektnummer 18 3895/222-I/9/95.
Büchsenmeister, R., K. Schieler, K. Schadauer, 1997: Der Wald und seine nachhaltige
Produktion. Beilage zur Österr. Forstzeitung. 107 (12): 7-10.
Caldwell. M.M and S.D. Flint (1994): Stratospheric ozone reduction, solar UV-B radiation and
terrestrial ecosystems. Climatic Change 28, 375-394
Crutzen P.J. (1992) Ozone depletion- UV on the increase, Nature
Downing TE, Harrison PA, Butterfield RE, Lonsdale KG, (eds) 2000 Climate Change,
Climatic Variability and Agriculture in Europe. An Integrated Assessment,
Research Report No. 21, Brussels, Belgium: Commission of the European
Union, Contract ENV4-CT95-0154, 445 pp.
Eitzinger J., V. Alexandrov, E. Klaghofer und M. Oberforster (2001) Die Auswirkungen einer
Klimaänderung den Wasserhaushalt von Kulturpflanzen bei unterschiedlichem
Bodenwasserspeichervermögen. Proceedings, Deutsch - Österreichisch Schweizerische Meteorologen - Tagung, 18. bis 21. September 2001, Wien,
Österreich.
European Commision, 2000: Assessment of Potential Effects and Adaptions for Climate
Change in Europe. The Europe Acacia Project, Report of a Concerted Action of
the Environment Programme of the Research Directorate General of the
Commission of the Europea Communities, Norwick, UK.
Farman. J., Gardiner, B. , und Shanklin, J.(1985) Large losses of total ozone in Antarctica
reveal seasonal ClOx/Nox interaction. Nature, 315:207-210.
Fluglestvedt J. S., Jonson J.E., Isaksen I.S.A (1994) Effects of reductions in stratospheric
ozone on tropospheric chemistry trough changes in photolysis rates, Tellus 46B,
172-192
Forkel R., W. Seidl, A. Ruggaber und R. Dlugi (1995): Fog chemistry during EUMAC joint
cases: Analysis of routine measurements in southern Germany and model
calculations, Atmos. Environ. 30, 1693-1707
Formayer H., Weber A., Volk F., Eckhardt S., Kromp-Kolb H., Boxberger J. 2001.: Ermittlung
der verfügbaren Feldarbeitstage für die Landwirtschaft in Österreich. Endbericht
des Forschungsprojektes Nr. 1086 des BMLF.
Formayer, H., H. Nefzger, H. Kromp-Kolb, 1998: Auswirkungen möglicher Klimaänderungen
im Alpenraum - eine Bestandsaufnahme. Projektbericht, Institut für Meteorologie
und Physik der Universität für Bodenkultur, Wien.
Frederick, J.E., Snell, H.E., und Haywood, E.K. (1989) Solar Ultraviolet Radiation at the
easth`s surface. Photochem. Photobiol. 50, 443-450.
Frei, C., C. Schär, D. Lüthi, H. C. Davis (1998). Heavy Precipitation Processes in a Warmer
Climate. Geophysical Research Letters. Vol 25. No. 9. S. 1431-1434.
Frischlin, A. and D. Gyalistras, 1997: Assessing impacts of climate change on forests in the
Alps. Global Ecology and Biography Letters 6, 19-37.
Fryer, M.J. (1993) Evidence for the photoprotective effects of vitamin E. Phtochem.
Photobiol. 58, 304-312
56
Giorgi, F., and L.O. Mearns, 1991: Approaches to the simulation of regional climate change:
A review. Rev. Geophys., 29, 191-216.
Giorgi F., Beniston M., Hurrell J. W., Marinucci M. R., 1997: Elevation Dependency of the
Surface Climate Shange Signal: A Model Study, Journal of Climate, 10, pp 288296.
Glogger B., 1998: Heisszeit - Klimaänderungen und Naturgefahren in der Schweiz.
Hochschulverlag AG, Zürich.
Grabherr G., Gottfried M., Grubner M., Pauli H., 1995: Patterns and current changes in
alpine plant diversity. In Chapin III, F.S.& Körner, D. (editors), Arctic and Alpine
Biodiversity: Patterns, Causes and Ecosystem Consequences, Ecological
Studies, Vol. 113, Springer Verlag, Berlin, Heidelberg, pp. 167-181.
Grebner
D. (1996). Starkniederschläge in der Schweiz. Signale einer Klimaänderung?
Klima-Seminar Schweizerische Rückversicherungs-Gesellschaft/NFP 31. Mai
1996.
Haeberli, W. , 1994: Accelerated Glacier and Permafrost Changes in the Alps, in Beniston
M., Mountain Environments in Changing Climates. Routledge, 102.
Hantel M., Ehrendorfer M., Haslinger A., 1998: Climate sensitivity of snow cover duration in
Austria. Int. Journal of Climatology.
Harrison P, Butterfield R (1995) Effects of climate change on Europe – wide winter wheat
and sunflower productivity. Climate Research, 7, 225-241.
Hasenauer, H., R. R. Nemani, K. Schadauer, S. W. Running, 1999: Forest growth response
to changing climate between 1961 and 1990 in Austria. Forest Ecol. And Manage
I 22: 209-219.
Hegerl, G.C., K. Hasselmann, U. Cubasch et. al. (1997): Multi-fingerprint detection and
attribution analysis of greenhouse gas, greenhouse gas plus aerosol and solar
forced climate change. Climate Dynamics 13, 613 – 634.
Heitz, R., 1998: Umbau von Fichtenreinbeständen in naturnahe Mischwälder - Auswirkungen
auf bodenchemischen Zustand und Bioelementhaushalt. Diss. Univ. München
1998.
Hewitson, B. C., Crane, R. G., 1996: Climate downscaling: techniques and application.
Climate Research, 7, 85-95.
Holzer, A. 2001: Homepage: http://members.eunet.at/holzer/
Hönninger K., Lexer J., 1997: PICUS 1.0 - Ein Modell zur Simulation der Waldentwicklung.
In: Tagungsband zum Symposium “Risikobewertung und Naturraumprävention
von Wildbächen und Lawineneinzugsgebieten” Universität für Bodenkultur, Wien,
pp 151-164.
IPCC SUPPLEMENT, 1992: Summary of Assumption in the Six IPCC 1992 Alternative
Scenarios. Scientific assessment of climate change,11.
IPCC, 1990: Climate Change: the IPCC Scientific Assessment, Cambridge University Press,
Cambridge UK.
IPCC, 1990: Climate Change: The IPCC Scientific Assessment, Cambridge University Press,
Canbridge, UK.
IPCC, 1994: Climate Change 1994: Radiative Forcing of Climate and Evaluation of the IPCC
IS92 Emission Scenarios, Cambridge University Press, Cambridge UK.
IPCC, 1996: Climate Change 1995 - The Science of Climate Change. Cambridge University
Press, Cambridge UK.
57
IPCC, 2001: Climate Change 2001: The Scientific Basis. Cambridge University Press,
Cambridge UK. pp 944
Jendritzky G. 2001: Mensch und Umwelt im Treibhaus – Auswirkungen auf die Gesundheit.
In: Tagungsband des Oberösterreicischen Umweltkongresses 2001. OÖ
Akademie für Umwelt und Natur.
Jacob, D.J., J.M. Waldmann, J.W. Munger und M.R. Hoffman (1984) A field investigation of
physical and chemical mechanisms affecting pollutant concentrations in fog
droplets, Tellus 36B, 272-285.
Kharin, V.V. und F.W. Zwiers, 2000: Changes in the extremes in an ensemble of transient
climate simulations with a coupled atmosphere-ocean GCM. J. Climate, in press.
48
Kerr. J.B und C.T McElroy (1993). Evidence for large upward trends of ultraviolet-B radiation
linked to ozone depletion. Science, 262:1032-1034.
Kienast, F., B. Brzeziecki, O. Wildi, 1995: Simulierte Auswirkungen von postulierten
Klimaveränderungen auf die Waldvegetation im Alpenraum. Angewandte
Landschaftsökologie, S. 83-101, Bonn.
Kienast, F., O. Wildi, B. Brzeziecki, N. Zimmermann und R. Klemm, 1998: Klimaänderungen
und mögliche langfristige Auswirkungen auf die Vegetation der Schweiz.
Schlußbericht NFP 31, vdf-Hochschulverlag AG, ETH Zürich.
Koepke, P., Ruggaber, A.und Schwander, H. (1997) Aspekte der Bewertung biologisch
wirksame UV-Strahlung in :Annalen der Meteorologie, 33, 119-225.
Kromp-Kolb H., Nefzger H., Scheifinger H., Stohl A., Wotawa G., Auer I., Böhm R., Mohnl
H., Kuhn M., 1995: Kritische Beleuchtung der aktuellen wissenschaftlichen
Klimadiskussion. Bericht im Auftrag des Bundesministeriums für Wirtschaftliche
Angelegenheiten, Wien.
Kuhn M., 1994: Klima und Gletscher in Tirol. ÖGM Bulletin 94/2, Österreichische
Gesellschaft für Meteorologie, pp 1-5.
Madronich S., Grainier C. (1992) Impact of recent total ozone changes on tropospheric
ozone photodissociation, hydroxyl radicals, and methane trends, Geophys. Res.
Le, 19, 465-467
Madronich. S, Björn, L.O., Ilyas, M. und Caldwell, M.M. (1991) Environmental Effects of
Ozone Deplation:1991 Update, Changes in Biologically Active Ultraviolet
Radiation Reaching the Earth`s Surface. UNEP, P.O Box 305525, Nairobi, Kenya
Mattulla et al. 2001
McKenzie, R.L., Blumthaler., M., Booth, C.R., Diaz, S.B., Frederick, J.E., Ito, T., Madronich,
S. und Seckmeyer, G.(1994) UNEP/WMO Scientific Assessment of Ozone
Depletion, Kapitel 9, Surface Ultraviolet Radiation. UNEP, P.O. Box 30552,
Nairobi Kenya.
Meier R., 1998: Sozioökonomische Aspekte von Klimaänderungen und Naturkatastrophen in
der Schweiz. In: Klimarisiken - Herausforderung für die Schweiz,
Wissenschaftlicher Synthesebericht zu NFP 31, Hochschulverlag AG Zürich, pp
235-244.
Mohnl H. 1996: Die Schwankungen Wintersport-relevanter Schneehöhen im Laufe der
vergangenen fünfzig Jahre in den österreichischen Alpen. Sonderdruck aus
Wetter und Leben. 48. Jahrgang. Heft 1-2/96. S. 103-113
Münchner RE 2000: Topics 2000. Naturkatastrophen – Stand der Dinge.
Nachtnebel et. al. 2001: Endbericht des Projektes: Possible impacts of climate change on
selected Austrian river basins (HYDKLIMA). Funded by Austrian Ministry for
58
Science and Education, Ministry for Agriculture, Forestry, Environment and
Water.
Nachtnebel H. P., Hebenstreit K., Bogardi I., Matyasovszky I., 1996: Klimaänderung und
Wasserwirtschaft, Universität der Bundeswehr München, Institut für
Wasserwesen, Heft 56b / 1996.
NFP 31 - Wissenschaftlicher Schlußbericht, 1998: Klimarisiken - Herausforderung für die
Schweiz.
Programmleitung
des
Nationalen
Forschungsprogrammes
"Klimaänderungen und Naturkatastrophen", NFP 31, Sma-MeteoSchweiz,
Zürich.
NFP 31: Bader S. Kunz P, 1998: Klimarisiken - Herausforderung für die Schweiz,
Schlußbericht des Nationalen Forschungsprojektes 31, v/d|f Hochschulverlag Ag.
Nonhebel S. (1996) Effects of temperature rise and increase in CO2 concentration on
simulated wheat yields in Europe. Climatic Change, 34, 73-90.
Österreichische Akademie der Wissenschaften, 1993: Bestandsaufnahme Anthropogene
Klimaänderungen: Mögliche Auswirkungen auf Österreich - mögliche
Maßnahmen in Österreich, Dokumentation, Verlag der Österreichische
Akademie der Wissenschaften.
Österreichische Hagelversicherung 2001
Otte U. 2000: Stürme im Aufwertstrend? In: Klimastaturbericht. German Weather Service,
7-15.
Ozonbulletin des Deutschen Wetterdienstes Ausgabe Nr. 80, Erscheinungstermin: 04. April
2001
Parry M (ed) (2000) Assessment of Potential Effects and Adaptations for Climate Change in
Europe. The Europe Acacia Project. Jackson Environment Institute, University of
East Anglia, Norwich, UK, 320 pp.
Pfister C.1998: Wetternachhersage. 500 Jahre Klimavariationen und Naturkatastrophen
(1496 - 1995). Mit einem Vorwort von Hartmut Graßl sowie Beiträgen von J.
Luterbacher und H. Wanner. Verlag Paul Haupt. Bern. Stuttgart. Wien. 304 S.
Powers, R. F., 1990: Nitrogen mineralization along an altidudinal gradient: Interactions of soil
temperature, moisture and substrate quality. Forest Ecolgy and Management,
30, 19-29.
Rothe, A., 1996: Einfluß des Baumartenanteils auf Durchwurzelung, Wasserhaushalt,
Stoffhaushalt und Zuwachsleistung eines Fichten-Buchen-Mischbestandes am
Standort Höglwald. Forstl. Forschungsber. München 163.
Schadauer, K., 1996: Growth trends in Austria. In: Growth Trends in European Forests
[Spiecker, H., K. Mielikäinen, M. Köhl, and J.P. Skovsgaard (eds.)], European
Forest Institute Research Report No. 5, Springer-Verlag, Berlin, 275-289.
Schiesser, H. H., A. Waldvogel, W. Schmid, S. Willemse 1997: Klimatologie der Stürme und
Sturmsysteme anhand von Radar und Schadendaten. Schlußbericht NFP 31. vdf
Hochschulverlag AG an der ETH Zürich. 129 S.
Schönwiese, Ch-D. (2001): Unser Klima ind Vergangenheit, Gegenwart und Zukunft –
Trends und Zusammenhänge. OÖ. Umweltkongress 2001. Bad Ischl. OÖ.
Akademie für Umwelt und Natur
Schopf A., 1997: Möglicher Einfluss einer Klimaänderung auf das Schädlingsauftreten von
Firstinsekten. In: Klimaänderung - Mögliche Einflüsse auf den Wald und
waldbauliche Anpassungsstrategien, Österreichischer Forstverein, Wien, pp 25 34.
59
Scotto, J., G. Cotton, F. Urbach, D. berger und T. Fears Biologically effective ultraviolet
radiation: measurements in the United States. Science, 239, 762-764, 1988
Seckmayer, G., B. Mayer , R. Erb, G. Bernhard, (1994) UV-B in Germany higher in 1993
than in 1992. Geophys. Res. Letters, 21, 577-580
Semenov MA, Wolf J, Evans LG, Eckersten H, Iglesias A (1996). Comparison of wheat
simulation models under climate change. II. Application of climate change
scenarios, Climate Research, 7, 271-281.
Slaper, H., G.J.M. Valders, J.S. Daniel, F.R. de Gruijl and J.C van der Leun (1996):
Estimates of ozone deplation and skin cancer incidence to examine the Vienna
Convention achievements. Nature 384, 256-258
Slupetzky H., 1997: Klimaschwankungen seit der letzten Eiszeit - Verschwinden die
Alpengletscher? Vortrag, Klimawandel und Naturgefahren, Österreichische
Gesellschaft für Ökologie.
Stamnes K., Jin, Z.H., Slusser J., Booth, C. and Lucas T. (1992) Several-Fold enhancement
of biologically-effective ultraviolet radiation levels at Mc Murdo station Antarctica
during the 1990 ozone hole. Geophys. Res. Lett., 19, 1013-1016.
Stamnes, K.(1993) The stratosphere as a modulator of ultraviolet radiation into the
biosphere. Surveys in Geophysics, 14: 167-186.
Stott, P. A., Tett S. F. B., Jones G. S., Ingram W., Mitchell J. F. B., Allen M. R., 1999:
Natural and anthropogenic causes of twentieth century temperature change. Oral
presentation at: Conference on “Detection and Modeling of Regional Climate
Change”, 9 – 12 June 1999. ICTP, Trieste.
Tevini, M. (1996) Eröhte UV_Strahlung: ein Risiko für Nutzpflanzen. Bilogie in unsrer zeit 4,
246-254
Tevini, M. und Teramura.,A.(1989) UV-B Effects on Terrestrial Plants, Photochem.
Photobiol. 50:479-487.
Türk, R., 1996: Ökosystemare Schadstoffgrenzwerte als Voraussetzung für die Umsetzung
des Bergwaldprotokolls. In: Das Bergwaldprotokoll: Forderungen an den Wald Forderungen an die Gesellschaft. Blackwell Wissenschaftsverlag, Berlin, 185192.
Van Cleva, K., W. C. Oechel, J. L. Hom, 1990: Response of black spruce (Picea mariana)
ecosystems to siol temperature modification in interior Alaska. Can. J. For. Res.
20, 1530-1535.
Von Storch, H., Zokita, E, Cubasch, U.,. 1993: Downscaling of global climate change
estimates to regional scales: An pplication to Iberian rainfall in Wintertime. J.
Clim., 6, 1161-1171.
WHO, (1994) The Effects of Solar UV radiation on the Eye Report of an Informal
Consulation, Geneva 30-August-3 September, 1993
Widmann M. und C. Schär 1997: A Principal Component and Long-Term Trend Analysis of
Daily Precipitation in Switzerland. International Journal of Climatology, Vol. 17, S.
1333-1356.
ZAMG 2001: Homepage: http://www.zamg.ac.at/klima_frm.htm
Zerefos, C.S., A.F. Bais, C. Meleti, I.C. Ziomas, (1995) A note on the increase of solar UV-B
radiation over norther middle latitudes. Geophys. Res. Letters, 22/19, 1245-1247
60