Global Die Temperaturkurve zeigt nach oben Europa Im Norden ...

Global
Die Temperaturkurve zeigt nach oben
Durch die anthropogene Verstärkung des natürlichen Treibhauseffekts, wird sich die globale Mitteltemperatur in
diesem Jahrhundert um 2,9° C (1,8-4,0° C) erhöhen. Diese als abgesichert geltende Einschätzung stützt sich auf
ein breites Fundament wissenschaftlicher Arbeiten und wird von einem breiten Konsens in der wissenschaftlichen
Gemeinschaft getragen. Mit welchen Änderungen ist noch zu rechnen? Für den im Jahr 2007 erschienenen
Bericht des IPCC wurden die Simulationsergebnisse einer Vielzahl an globalen
Zirkulationsmodellenverwendet, um die Entwicklung des Klimas bis zum Ende des 21. Jahrhunderts
abzuschätzen. Die Mittelwerte über alle verwendeten Modelle (sog. Multi-Model Ensemble) bilden die Basis für
die Temperatur- und Niederschlagsabschätzung. Durch diesen Ansatz wird versucht die Übereinstimmung der
Modelle aufzuzeigen und einzelne Modellausreißer zu eliminieren.
Temperatur
Basierend auf den Simulationen der globalen Klimamodelle wird für die globale, bodennahe Lufttemperatur ein
Anstieg von 1,8-4,0° C bis zum Ende des 21.Jahrhunderts gezeigt. Die Stärke der Änderung hängt dabei ganz
wesentlich vom verwendeten Emissionsszenario ab. Abbildung 1 zeigt die projizierten Temperaturänderungen
im globalen Vergleich für den Beginn und das Ende dieses Jahrhunderts. Die stärksten Änderungen sind im
Szenario A2 zu erwarten. Als besonderes Merkmal ist die ungleiche räumliche Verteilung der Erwärmung hervor
zu heben. Demnach werden über den Landflächen höhere Werte erwartet als über den Ozeanen. In absoluten
Zahlen gemessen sind dabei die höchsten Werte über den nördlichen Breiten zu finden. Dies wird durch die Eis-
Albedo Rückkopplung bewirkt. Global betrachtet wird von einer Erwärmung von über 0,2° C pro Dekade für die
nächsten zwei Jahrzehnte ausgegangen. Selbst wenn die Treibhausgaskonzentrationen auf den Werten aus dem
Jahr 2000 konstant gehalten würden, wäre mit einem Temperaturanstieg von 0,1° C pro Dekade zu rechnen. Dies
ist aufgrund der verzögerten Reaktion der Ozeane auf veränderte atmosphärische Bedingungen zu erklären.
Europa
Im Norden feuchter, im Süden
trockener
Immer wieder spricht man von „globaler Erwärmung“, jedoch heißt das nicht, dass sich die Erde an jedem Ort
gleich erwärmen wird. Die Auswirkungen dieser Erwärmung sind regional sehr unterschiedlich. Dabei kann es in
einzelnen Regionen zu einer starken Erwärmung im Vergleich zu heute kommen, in anderen Regionen dagegen
gleich bleiben. Um die zukünftigen Änderungen auf kontinentaler und subkontinentaler Ebene abzuschätzen,
werden regionale Klimamodelle oder statistische Verfahren genutzt. Diese Modelle stellen eine vereinfachte
Welt dar und kennen nicht alle der in der Natur auftretenden physikalischen Prozesse. Die Ergebnisse der
verschiedenen Klimamodelle zur Abschätzung des zukünftigen Klimas unterscheiden sich deshalb stark. Man
spricht von einer Unsicherheit des berechneten Klimasignals. Simulationen für die Vergangenheit haben gezeigt,
dass das Mittel aus möglichst vielen Klimamodellen die Realität am besten abbildet (Ensemble-Simulation).
Betrachtet man nun beispielsweise für Europa Ergebnisse verschiedener regionaler Klimamodelle für ein
wahrscheinliches Zukunftszenario A1B (global und umweltorientiertes Agieren) und dabei genau die
Änderungen für den Zeitraum 2030-2050 im Vergleich zu heute (1961-2000) zeigt sich für die Temperatur und
den Niederschlag folgendes Bild:
Temperatur
In Europa nimmt die Temperatur im Mittel um 1 bis 3° C zu. Bis zum Ende des Jahrhunderts (2070-2100) ist
sogar mit einem Temperaturplus von bis zu 5° C zu rechnen. Damit ist die Erwärmung in Europa höher als im
globalen Mittel.
Die Temperaturerhöhung in Europa ist jedoch nicht überall gleich. Hier gibt es regionale Unterschiede aber auch
Unterschiede in den verschiedenen Jahreszeiten. In den Herbst- und Wintermonaten (Sep-Nov, Dez-Feb) sind
beispielsweise stärkere Zunahmen in Nord- und Osteuropa als in Südeuropa zu beobachten. Während in
Nordeuropa mit Temperaturzunahmen von bis zu 3° C zu rechnen ist, gilt für Südeuropa ca. 1-1.5° C. In den

Sommermonaten dagegen ist die Zunahme der Temperatur über Süd- und Südosteuropa mit ca. 2.5° C höher als
im Norden unseres Kontinents, wo die Zunahme etwa bei weniger als 2° C liegt.
Abb. 1: Mögliche zukünftige Änderung der Temperatur 2030-2050 im Vergleich zu heute (1961-2000) in °C für
Winter (DJF), Frühling (MAM), Sommer (JJA) und Herbst (SON).(ENSEMBLES 2010)
Abb. 2: Mögliche zukünftige Änderung des Niederschlages 2030-2050 im Vergleich zu heute (1961-2000) in
mm/Tag für Winter (DJF), Frühling (MAM), Sommer (JJA) und Herbst (SON). (ENSEMBLES 2010)
Fehlender Niederschlag im Frühjahr kann die Wahrscheinlichkeit des Auftretens von Hitzewellen, wie in Europa
im Jahr 2003, erhöhen.
Vor allem bei den Zukunftserwartungen des Niederschlages liegt Österreich jeweils im Übergangsgebiet
zwischen Zu- und Abnahme. Dies bedeute eine größere Unsicherheit für die Änderung in Österreich verglichen
mit beispielsweise jener von Skandinavien (klare Zunahme) oder jener im Mittelmeerraum (klare Abnahme).
Alpenraum
Wärmer, feuchter und trockener,
weniger Schnee
Um das zukünftige Klima im Alpenraum abschätzen zu können ist man auf die Simulationsergebnisse globaler
und regionaler Klimamodelle angewiesen. Die Modellergebnisse zeigen dabei eine Fortsetzung des
gegenwärtigen Trends zu höheren Temperaturen, die Niederschläge hingegen nehmen generell ab, obwohl hier
teilweise gegensätzliche Trends zwischen Beobachtungen und Simulationen in bestimmten Gebieten
festzustellen sind. Der Alpenraum ist stärker vom globalen Klimawandel betroffen als andere Gebiete der Erde.
Im Mittel ist seit Mitte des 19. Jahrhunderts die globale Temperatur um ca. 0,8° C gestiegen, die Temperaturen im
österreichischen Alpenraum jedoch um das Doppelte, um knapp 1,6° C (Abbildung 1). Basis für die
Temperaturdaten aus dem Alpenraum bildet dieHISTALP-Datenbank, welche homogenisierte Datenreihen von
Temperatur, Niederschlag und anderen Klimaelementen auf Monatsbasis bereitstellt, wobei die Region von 4-19°
östlicher Länge und 43-49° nördlicher Breite abgedeckt wird (Abbildung 2). Als Terminus für dieses Gebiet hat
sich die Abkürzung GAR (Greater Alpine Region) etabliert.
Niederschlag
Auch die Änderungen im Niederschlag sind regional und auch über die verschiedenen Jahreszeiten
unterschiedlich. In den Übergangsjahreszeiten Frühling und Herbst kommt es zu einer Abnahme in den
Niederschlagsmengen im Süden und Südosten Europas. Im Norden und Nordosten dagegen nehmen die
Niederschlagssummen zu. In den Wintermonaten kommt es in Mittel- und Südeuropa nur zu sehr geringen
Änderungen in den Niederschlagsmengen. Im Norden Europas dagegen nimmt der Niederschlag zu. In den
Sommermonaten ist besonders südlich des 55. Breitengrades mit starken Abnahmen in den
Niederschlagsmengen zu rechnen. In Nordeuropa kommt es auch im Sommer zu Niederschlagszunahmen.

Abb. 1: Änderung der Lufttemperatur in Österreich und auf globaler Ebene, bezogen auf das Mittel von 1961-
1990 (Böhm 2010, bearbeitet).
Abb. 2: Greater Alpine Region und HISTALP -Stationsnetz.
Für eine grobe Abschätzung über die Klimazukunft im Alpenraum können Simulationsergebnisse aus globalen
Klimamodellen verwendet werden. In Abbildung 3 ist nun die weitere Temperaturentwicklung in der GAR für
das Szenario A1B dargestellt. Basis für diese Abbildung bilden Daten aus über 15 globalen gekoppelten Ozean-
Atmosphären Modellen (sog. Multi-Model Ensemble), mit denen Klimaszenarien für den 4. Sachstandsbericht des
IPCC aus dem Jahr 2007 berechnet wurden. Aus diesen großräumigen Datenfeldern wurde die
Temperaturänderung in der GAR relativ zum Referenzzeitraum 1961-1990 extrahiert. In der Abbildung sind die
Zeitreihen gefiltert (geglättet) dargestellt um die Übersichtlichkeit zu gewährleisten. Die Schwankungsbreite des
Modell-Ensembles ist in Graustufen dargestellt und der Median als rote Linie. Die Messdaten aus der HISTALP-
Datenbank entsprechen der grünen Linie.
Abb. 3: Änderung des Jahresmittels der Lufttemperatur (30-jährig gefiltert) in der GAR bezogen auf das Mittel von
1961-1990 aus Klimamodellierungsdaten (IPCC 2007) und Messdaten. Rot: Median aus 15 globalen
Klimamodellen, grün: HISTALP-Messdaten, grau: Streuung der Modelle (aus einer laufenden Untersuchung an
der Abteilung für Klimaforschung,

Abb. 4: Änderung der Jahressumme des Niederschlages (30-jährig gefiltert) in der GAR bezogen auf das Mittel
von 1961-1990 aus Klimamodellierungsdaten (IPCC 2007) und Messdaten. Rot: Median aus 15 globalen
Klimamodellen, grün: HISTALP-Messdaten, blau: HISTALP-Messdaten für die Region Nordwest, gelb: HISTALP-
Messdaten für die Region Südost, grau: Streuung der Modelle (aus einer laufenden Untersuchung an der
Abteilung für Klimaforschung
Die globalen Zirkulationsmodelle zeigen für die Region eine Fortsetzung des beobachteten Trends hin zu
höheren Temperaturen. Bis zum Ende des Jahrhunderts steigt die Jahresmitteltemperatur in den Simulationen
um ca. +3,5° C verglichen mit der von der WMO festgelegten {Klimanormalperiode 1961-1990}, mit einer
Schwankungsbreite innerhalb der Modelle von +2 bis +5,5° C. Gegenwärtig liegen die gemessenen HISTALP-
Temperaturen über den Modellergebnissen, jedoch sind die AOGCMs in diesem relativ kleinen räumlichen
Ausschnitt nicht in der Lage dekadische Variabilitäten des Klimas wiederzugeben. Das „kalte Ende“ des 19.
Jahrhunderts und die warmen 1940er Jahre werden nicht aufgelöst.
Abbildung 4 für den Niederschlag ist ähnlich zu jener für die Temperaturen, mit dem Unterschied, dass die
Niederschlagsänderung in Prozent bezogen auf den Referenzzeitraum 1961-1990 angegeben wird. Zusätzlich zu
den Messwerten aus der gesamten GAR in grün sind die gegenläufigen Teilregionen Nord-West (blau) und Süd-
Ost (gelb) dargestellt.
Die gemessenen Niederschlagstrends in der GAR sind sehr unterschiedlich in den verschiedenen Regionen.
Der Nord-Westen des Alpenraums zeigt eine Zunahme, der Süd-Osten eher eine Abnahme. Im Mittel über alle
Messdaten der HISTALP-Datenbank ist, abgesehen von dekadischen Schwankungen, kein Trend im
gemessenen Niederschlag zu erkennen. Dies steht im Gegensatz zu den Ergebnissen der Klimasimulationen aus
den AOGCMs. Sie zeigen eine stetige Abnahme in der Niederschlagssumme seit Mitte des 19. Jahrhunderts,
wobei bis 2100 mit einer Abnahme von etwas mehr als 5% zu rechnen ist, bei einer Schwankungsbreite innerhalb
der Modelle von -25 bis +12%.
Globale Zirkulationsmodelle können aufgrund ihrer sehr groben räumlichen Auflösung nur eine erste Abschätzung
über die Klimaentwicklung im Alpenraum liefern. Für umfangreichere Untersuchungen nützt man
Modellergebnisse aus regionalen Klimamodellen. Es gibt eine Vielzahl dieser Regionalmodelle, im Folgenden
werden Modellierungsergebnisse aus dem Modell COSMO-CLM (CCLM) für die Klimaelemente
Temperatur
Niederschlag
Dauer der Schneebedeckung
wiederum für das Szenario A1B vorgestellt.
Temperatur
Bis etwa zur Mitte des 21. Jahrhunderts ist mit einem Temperaturanstieg im Alpenraum von knapp 2°C zu
rechnen, bezogen auf die WMO-Normalperiode 1961-1990 (Abbildung 5). Die Modellprojektionen zeigen im
Jahresmittel eine stärkere Erwärmung in Gebieten wie Südtirol, oder in den südlichen Ausläufern des
Alpenbogens, ansonsten ist die Temperaturerhöhung relativ homogen über die gesamte Region. Betrachtet man
die Änderungen saisonal, treten größere Unterschiede zu Tage. Eine geringere Erwärmung als im Jahresmittel
wird für die Wintermonate (Dezember, Jänner, Februar) simuliert, hierbei vor allem Gebiete der Südosten
Frankreichs, oder Italien südlich der Alpen. Im Gegensatz dazu berechnet CCLM eine deutlich höhere
Erwärmung im Sommer (Juni, Juli, August) für diese Regionen und auch für Teile Kroatiens und Bosnien
Herzegowinas.

Abb. 5: Änderung der Lufttemperatur sowohl im Jahresmittel, als auch im Sommer und Winter von 2041-2070
bezogen auf das Mittel von 1961-1990 aus regionalen Klimamodellierungsdaten des Modells CCLM ( DKRZ ,
Lautenschlager, u.a. 2005 & Lautenschlager, u.a. 2009); Abbildungen aus einer laufenden Untersuchung an der
ZAMG, Abteilung für Klimaforschung.
Niederschlag
Über das gesamte Jahr gesehen ergibt sich nur eine geringe Änderung der Niederschlagsmenge nördlich und
östlich der Alpen (Abbildung 6). In Gebieten im Süden und Westen der GAR sind stärkere Abnahmen des
Niederschlags um ca. 10-15% zu erkennen. Ähnlich wie bei der Temperatur sind auch beim Niederschlag die
saisonalen Unterschiede der Veränderung sehr groß. In den Wintermonaten kommt es fast ausschließlich zu
einer Zunahme der Regenmenge, vor allem wiederum in Gebieten südlich des Alpenhauptkamms, ganz
besonders im äußersten Nordwesten Italiens. Der Sommer ist geprägt von einer markanten
Niederschlagsabnahme fast über die gesamte GAR, wobei auch hier der Süden und Westen stärker betroffen ist.
Lediglich im Wald- und Mühlviertel wird eine leichte Zunahme der Regenmenge simuliert.
Abb. 6: Änderung des Niederschlags sowohl im Jahresmittel, als auch im Sommer und Winter von 2041-2070
bezogen auf das Mittel von 1961-1990 aus regionalen Klimamodellierungsdaten des Modells CCLM ( DKRZ ,
Lautenschlager, u.a. 2005 & Lautenschlager, u.a. 2009); Abbildungen aus einer laufenden Untersuchung an der
ZAMG, Abteilung für Klimaforschung.
Dauer der Schneebedeckung
Im Zuge einer Temperaturzunahme und Niederschlagsänderung kommt es auch zu einer Veränderung der
Schneebedeckung (Abbildung 7). Aus der Abbildung wird ersichtlich, dass eine kürzere Schneedeckendauer über
das gesamte Gebiet zu erwarten sein wird.
In einigen Bereichen wird es in Zukunft keine Schneedecke mehr geben, wie die westliche Poebene und das
Gebiet der Còte d’Azur im Südosten Frankreichs. In den Zentralen Alpen fällt der Rückgang geringer aus, da bei
der langen Schneedeckendauer im Jahresverlauf eine Abnahme von einigen Tagen eine geringe relative
Änderung erzeugt als in Flachlandgebieten, wo die Schneedeckendauer grundsätzlich kürzer ist.

Abb. 7: Prozentuelle Änderung der Schneedeckendauer im Jahresmittel von 2041-2070 bezogen auf das Mittel
von 1961-1990 aus regionalen Klimamodellierungsdaten des Modells CCLM; die graue Signatur zeigt Gebiete in
denen keine Schneebedeckung mehr zu erwarten ist ( DKRZ , Lautenschlager, u.a. 2005 & Lautenschlager, u.a.
2009); Abbildungen aus einer laufenden Untersuchung an der ZAMG, Abteilung für Klimaforschung.
Extremwerte
Wird das Klima immer verrückter?
Meteorologische Extremereignisse sind in der Welt der Klimawissenschaft von großem Interesse, da diese einen
starken Einfluss auf unser Leben und unsere Umwelt ausüben können. Ob und inwieweit sich die Häufigkeit von
seltenen bzw. exzessiven Ereignissen geändert hat (und noch ändern wird) ist daher auf der gesamten Welt
Gegenstand laufender Untersuchungen. Ein Teil der noch vorhandenen Unsicherheiten im Hinblick auf die
Zukunftserwartungen extremer Ereignisse geht auf die auch in Großrechenanlagen (noch) zu geringe Kapazität
und Rechengeschwindigkeit zurück, das Klimasystem wirklichkeitsnah simulieren zu können. Hier ist jedoch
Optimismus angebracht, und mit Verbesserungen ist mit jedem neuen Modelllauf zu rechnen – das gilt ganz
besonders für regionale Modelle im komplizierten Alpenraum
Ereignisse werden als extrem bezeichnet wenn diese mit besonders hohen oder niedrigen Intensitäten
einhergehen. Oft führt aber auch die extreme Wirkung auf Mensch und Natur zur Klassifizierung als
Extremereignis wie im Fall von Gewittern, Sturmtiefs und Überflutungen. Extremereignisse hinsichtlich der
Temperatur sind Hitzetage (maximale Temperatur >30°C), tropische Nächte (minimale Temperatur >20°C) oder
aber auch Hitze- und Kältewellen. Beispiele für extreme Niederschlagsereignisse sind einzelne
Starkniederschlagsereignisse, intensive Niederschlagsepisoden über mehrere Tage oder Dürreperioden. Im
statistischen Sinne sind Extremereignisse solche die niedrige Wiederkehrwahrscheinlichkeiten aufweisen, d.h.
selten vorkommen. Meist definiert man Schwellenwerte und untersucht dann die Über- bzw.
Unterschreitungswahrscheinlichkeiten sowie auch die Änderung der Intensitäten solcher Ereignisse.
Hitze
Die jährliche Mitteltemperatur in Europa ist von 1850 bis 2008 um 1,3°C gestiegen. Die 9 wärmsten Jahre dieses
Zeitraums waren innerhalb der letzten 12 Jahre zu beobachten. Parallel dazu nahm die Zahl der warmen Nächte
und heißen Tage deutlich zu. Auch die Vegetationsperiode weist einen positiven Trend von 3.6 Tagen pro
Dekade auf.
Nach Einschätzung des IPCC wird die Zunahme der Lufttemperatur mit hoher Wahrscheinlichkeit mit einer
Zunahme von Hitzewellen einhergehen. Dies betrifft sowohl die Häufigkeit, als auch die Andauer dieser
Ereignisse.
Ein Beispiel für die Änderung von Temperaturextremen ist in Abbildung 1 gegeben. Diese zeigt die Anzahl der
Tage über 40,7°Celcius in verschiedenen Klimazeitscheiben aus dem Forschungsprojekt ENSEMBLES.
Demnach werden die extremen Hitzetage im warmen Osten Österreichs von 3 aus dem Zeitraum 1961-1990 auf
17 bis Ende des Jahrhunderts (2071-2100) steigen. Die gerade im Bereich der Extremwerte noch existierenden
Unzulänglichkeiten zeigt gerade dieser spezifische Fall. Tatsächlich sind in Österreich noch nie Temperaturen
von 40° und mehr gemessen worden.

Abb. 1: Hitzeindex Sommer (JJA 1961-2100): Tage > 40.7 °C. Mittelwert aus fünf regionalen
Klimamodellsimulationen (MPI, KNMI, HC, ETH, C4I) im Rahmen des Projektes ENSEMBLES
http://eca.knmi.nl/ensembles. (Haylock et al. 2008, Bildquelle: European Environment Agency)
Bei der Anzahl der Tropennächte in Österreich ist in den Niederungen des Ostens mit einer Verdreifachung im
extremen {Emissionsszenario A2} zu rechnen (Abbildung 2).
Abb. 2: Tropische Nächte Sommer (JJA 1961-2100): Nächte mit Tmin>20°C. Simulationen des Dänischen
Meteorologischen Instituts (DMI) mit dem HIRHAM4 Regionalmodell – Emissionsszenario A2.
(Dankers R., Hiederer R. 2008, Bildquelle: European Environment Agency)
Aus verschiedenen Klimaszenarien lässt sich ableiten, dass in Zukunft die Temperaturschwankungen von Tag zu
Tag im Winter abnehmen und im Sommer zunehmen werden und sich damit die Extremwerte der Temperatur
signifikant verändern. Bisher ist jedoch auch die damit angesprochene Verbreiterung des Schwankungsbereichs
in den Messdaten nicht zu beobachten.
Starkniederschlag
Bei Untersuchungen der globalen Niederschlagsänderung der letzten 50-100 Jahre wurde festgestellt, dass die
Niederschlagssummen in diesem Zeitraum durchschnittlich um 5% zugenommen haben. Die Gesamtanzahl der
Niederschlagstage ist dabei etwa gleich geblieben. In den globalen Klimasimulationen zeigt sich somit eine
Intensivierung von starken Niederschlagsereignissen. Diese Änderungen der Extreme sind im Allgemeinen
deutlicher ausgeprägt als die Änderungen der Mittelwerte – allerdings mit ausgeprägten regionalen
Unterschieden.
Der Ursache der größeren Niederschlagsmengen in einem wärmeren Klima bei Einzelereignissen ist im höheren
Wasserdampfgehalt zu suchen, wodurch auch das verfügbare Niederschlagswasser in der Atmosphäre ansteigt.
Aber auf eine veränderte Vertikalstruktur der Atmosphäre (vertikale Stabilität) kann zu einer Veränderung im
Niederschlagsverhalten führen.
Eine aktuelle Studie der Abteilung Klimaforschung der ZAMG (Priskchange) zeigt eine Zunahme der Intensitäten
30-jähriger täglicher Niederschlagsmengen in Österreich um mehr als 17-26% im Sommerhalbjahr 2007-2051
verglichen mit dem Zeitraum 1963-2006. Des Weiteren fanden wir eine besonders ausgeprägte Zunahme im
Südosten und Osten Österreichs während der Herbstmonate (25-40%). Zweites könnte auf eine Veränderung der
atmosphärischen Strömung – und damit der Wetterlagen im östlichen Alpenraum – hinweisen.
Stürme
Untersuchungen über das Sturmklima der letzten 100 Jahre über Nordwesteuropa zeigen keine Zunahme der
Stürmigkeit, jedoch aber eine hohe Variabilität auf jährlichen und dekadischen (10-50-jährigen) Zeitskala. Die
Zugbahnen der Tiefdruckgebiete über Europa haben sich weiter nach Norden bzw. Nordosten hin verlagert.
Globale Klimamodelle zeigen für die nächsten Jahrzehnte eine weitere Verlagerung der Zugbahnen der
atlantischen Tiefdruckgebiete nach Norden hin (55-60° Breitengrad). Auch wird eine Zunahme der Häufigkeit von
Sturmtiefs über Nordwesteuropa in einem wärmeren Klima erwartet. Die Zunahme wird hauptsächlich durch den

höheren Wasserdampfgehalt der Atmosphäre und der damit verbundenen Zunahme verfügbarer Energie
begründet.
Wird das Wetter immer extremer?
Viele Menschen nehmen den Wetterablauf immer öfter als extrem wahr. So hat es z.B. den Anschein, dass
intensive kalte und warme Phasen sehr rasch wechseln oder dass die Jahreszeiten fließend vom Winter in den
Sommer bzw. umgekehrt übergehen. Laufende Studien der Klimaabteilung der ZAMG die die Variabilität von
Temperatur, Niederschlag und Luftdruck in den letzten 150 Jahren untersuchen, können diese subjektive
Beobachtung jedoch bis jetzt nicht unterstützen. Ganz im Gegenteil zeichnet sich z.B. bei der Änderung der
Temperatur von Monat zu Monat im Alpenraum eine Abschwächung der Wechselhaftigkeit des Klimas ab
(laufende Arbeit).
Klimafolgen
Auswirkungen des Klimas –
Auswirkungen auf das Klima
Studien zu den Auswirkungen des Klimawandels sind ein wesentlicher Teil der Klimaforschung. Die Ergebnisse
der Klimafolgenforschung bilden die Grundlage für Vermeidungs- und Minderungsstrategien beziehungsweise
notwendige Anpassungsmaßnahmen.
Das Klima der Erde als der mittlere Zustand der Atmosphäre (Abb. 1) steht mit den anderen Erdsphären
Hydrosphäre, Lithosphäre, Pedosphäre,,Biosphäre und Kryosphäre in enger Wechselwirkung. Deutlich sichtbar
manifestiert sich die enge Beziehung zwischen Klima und Kryosphäre. Da unsere Gruppe gerade hier einen
Schwerpunkt ihrer Expertise besitzt, stehen die Auswirkungen des Klimawandels auf Schnee und Eis im
Vordergrund dieses Abschnitts.
Schwerpunkt Kryosphäre
Die größten Ansammlungen an Schnee und vor allem Eis auf der Erde findet man in Form vonkontinentalen
Eisschilden. Diese reagieren auf Veränderungen des Erdklimas, haben aber aufgrund ihrer Größe selbst einen
unmittelbaren Einfluss auf das globale Klima (Eis-Albedo-Rückkopplung, Süßwassereintrag in den Ozean
usw.). Rückkopplungsprozesse wie der Eis-Albedo-Effekt kommen auch bei der Beziehung zwischen Meereis
und Klima zum Tragen. Die einzelnen im Klimasystem der Erde sind oft sehr komplex und werden momentan
noch teilweise unzureichend verstanden.
Neben den polaren Eismassen sind besonders Gebirgsgletscher in den mittleren Breiten unmittelbar von
Klimaänderungen betroffen. Aufgrund ihrer Größe ist aber das Einwirken derGebirgsgletscher auf das globale
Klima vernachlässigbar. Das Verhalten der gesamten globalen Eismassen steht im unmittelbaren
Zusammenhang mit den Variationen desMeeresspiegels, dessen zukünftige Entwicklung eine der zentralen
Fragen der internationalen Klimaforschung darstellt.
Die Auswirkungen von Klimaänderungen auf die Schneedecke sind für Österreich von besonders großer
Bedeutung. Die winterliche Schneedecke ist ein wichtiger Faktor für den alpinen Tourismus. Aber auch der
Einfluss des Schnees auf das Verhalten der Gletscher und des Permafrosts, die das eindrucksvolle
Landschaftsbild der Alpen prägen und formen, ist entscheidend. Die Wasserführung von Fließgewässern wird
von der saisonalen Schneedecke mitbestimmt, was wiederum unmittelbare Konsequenzen für
die Wasserwirtschaft hat.
Bildergalerie der verschiedenen Sphären des Klimasystems der Erde
Das dynamische Klima der Erde hat auf alle Erdsphären Einfluss. Die einzelnen Sphären (Abb. 1–8) stehen
untereinander im ständigen Austausch (Abb. 9–14). Da die komplizierte Vernetzung eine der herausragenden
Eigenschaften des Klimasystems selbst ist, mögen die Fotos der Bildergalerie dazu dienen, diese Komplexität
zumindest teilweise visuell zu erfassen (alle Fotos: Reinhard Böhm).

Abb. 1: ATMOSPHÄRE – Cirruswolken im klaren Himmel über Schottland.
Abb. 2: HYDROSPHÄRE – Sturmgepeitschte Nordsee bei Norderney.
Abb. 3: LITHOSPHÄRE – Lavaschichten der Cumbre dorsal, Teneriffa.
Abb. 4: PEDOSPÄHRE – Selten ist die Bodenhülle der Erde wirklich unvermischt und rein sichtbar. Auch hier, im
norddeutschen Wattenmeer, ist ein Schuss Hydrosphäre dabei.

Abb. 5: BIOSPHÄRE (natürlich) – Der Lorbeerurwald der Kanarischen Inseln.
Abb. 6: BIOSPHÄRE (anthropogen) – Getreidefeld in der Wiener Lobau.
Abb. 7: KRYOSPHÄRE – Eis und Schnee des Goldbergkeeses in den Hohen Tauern.
Abb. 8: KRYOSPHÄRE – die gefrorene Donau in Wien im Februar 2006. Auch die dunklen Flecken sind kein
flüssiges Wasser, sondern dünnes, klares Eis, das sich in den Zwischenräumen der einzelnen Schollen gebildet
hat.

Abb. 9: BIOSPHÄRE, HYDROSPHÄRE und ATMOSPHÄRE – Typisch für die enge Vernetzung der
verschiedenen Erdsphären ist diese Aufnahme aus dem Pietzmoor in der Lüneburger Heide.
Abb. 10: PEDOSPHÄRE, BIOSPHÄRE und ATMOSPHÄRE – An diesem Strandabschnitt der Nordseeinsel
Baltrum ist viel Pedosphäre und wenig Biosphäre zu erkennen. Das liegt hauptsächlich an dem stürmischen
Einfluss der Atmosphäre.
Abb. 11: LITHOSPHÄRE und ATMOSPHÄRE – Beinahe ganz ohne die Puffer von Pedo- oder Biosphäre schafft
hier, in den Lavafeldern der Canadas del Teide (Teneriffa), das Aufeinandertreffen von Lithosphäre und
Atmosphäre die bizarren Formen der Roques de Garcia.
Abb. 12: BIOSPHÄRE und KRYOSPHÄRE – Ein sehr kurzlebiger Teil der Kryosphäre bedeckt hier nach einem
Eisregen am 16. Jänner 2010 im Wienerwald einen kleinen Teil der Biosphäre.

Abb. 13: BIOSPHÄRE, PEDOSPHÄRE, HYDROSPHÄRE und ATMOSPHÄRE – Nur die in dieser Gegend, dem
Ostfriesischen Wattenmeer, kaum zutage tretende Lithosphäre fehlt, um alle Sphären in einem Bild zu
versammeln.
Abb. 14: ATMOSPHÄRE, LITHOSPHÄRE, PEDOSPHÄRE, BIOSPHÄRE, KRYOSPHÄRE und HYDROSPHÄRE:
Alle sechs Erdsphären in einem Bild. Viel Litho- und Pedosphäre treffen hier im Gletschervorfeld des
Goldbergkeeses auf die im Herbst noch spärlich sichtbare Biosphäre. Die Kryosphäre ist bereits stark auf dieser
Aufnahme aus dem Jahr 2008 zurückgewichen. Im 19. Jahrhundert hätte sie noch den gesamten Vordergrund
des Bildes bedeckt.
Eisschilde
Die trägen Giganten
Zum Typ der dem Relief übergeordneten Vergletscherung gehören die mächtigsten Eismassen der Erde. Als
(kontinentaler) Eisschild oder Inlandvereisung werden die gigantischen Gletscher der Antarktis und Grönlands
bezeichnet. Aufgrund ihrer enormen Größe bestimmen die Eisschilde der Erde den Zustand des globalen Klimas
mit.
Diese mächtigen Eisdecken bewegen sich im zentralen Akkumulationsgebiet extrem langsam (einige Zentimeter
bis wenige Meter im Jahr) und sind nicht auf Gebirgstäler beschränkt. Sie nehmen praktisch die gesamte
Landoberfläche ein und werden nur von einzelnen Gebirgsgipfeln, so genannten Nunatakern, überragt. Die
Maximaltiefen findet man im zentralen Akkumulationsgebiet der Eismasse. An den Randzonen bilden sich
schmale Zungen (Eisströme, Ausflussgletscher), ähnlich denen der Talgletscher, die ins Meer kalben, in ein
Eisschelf münden oder am Festland enden.
Die enormen Eispanzer der Antarktis und Grönlands
Im Erdzeitalter des Pleistozäns gab es vier große Eisschilde auf der Erde. Neben den heute noch existenten,
konnte man weitere großflächige Vereisungen in Nordamerika und Nordeurasien nachweisen. Die noch
verbliebenen Eismassen der Antarktis und Grönlands können potenziell den Meeresspiegel um 60 bis 70 m (Tab.
1) erhöhen. Dabei liefern nur die Eismassen auf dem Festland über Meeresniveau einen Beitrag
zum eustatischen Meeresspiegelanstieg. Nach Abzug der gesamten Eisdecke würde das Minimum der
Seehöhe etwa -2500 m für die Antarktis und etwa -200 m für Grönland betragen. Dabei ist kein isostatischer

Ausgleich der Landmassen berücksichtigt, welcher eine vertikale Hebung der Landmassen beim Verschwinden
der Auflast der Eismassen zur Folge hat.
Eisschilde der Erde
Antarktis Grönland
AE [km²] ~12,8×10 6 ~1,7×10 6
AE / AÖ 158.6 20.4
AE / AD 36 5
AE / AEU 3 0,4
Maximale Eisdicke [m] >4000 >3000
Eisvolumen [km³] 30×10 6 2,9×10 6
potentieller Meeresspiegelanstieg [m] ~56 ~7
Tabelle 1: Eckdaten zu den Eisschilden der Antarktis und Grönlands. (AE…Fläche Eisschild, AÖ…Fläche
Österreichs, AD…Fläche Deutschlands, AEU…Fläche der EU
Forschungsbedarf bei der Bestimmung der Massenbilanzen
Die gegenwärtige und vor allem zukünftige Massenbilanz der Eisschilde birgt große Unsicherheiten. Neben den
Unsicherheiten aufgrund der unterschiedlichenEmissionsszenarien selbst, sind die geringe Datendichte und ein
teilweise noch unvollständiges Prozessverständnis entscheidender Vorgänge dafür verantwortlich. Die
gegenwärtigen Massenbilanzen der Antarktis und Grönlands sind nach den wissenschaftlichen
Untersuchungen der letzten Jahre negativ und weisen einen Anstieg der Massenverluste
Antarktis
Dynamischer als angenommen
Die Bestimmung des Massenhaushalts der Antarktis ist mit großen Unsicherheiten verbunden. Das ist vor
allem auf die Größe und die lebensfeindlichen Bedingungen zurückzuführen. Die Folge dieser Eigenschaften sind
räumlich relativ spärliche Daten für nur kurze Zeiträume, die das Treffen von verlässlichen Aussagen erschweren.
Trotz der relativ großen Unsicherheiten geben unabhängige, wissenschaftliche Untersuchungen der letzten Jahre
ein konsistentes Bild des Massenverlusts der Antarktis.
Die weltweit größte Ansammlung an Eis findet man auf dem antarktischen Kontinent. Die Antarktis ist mit einer
mittleren Seehöhe von mehr als 2200 m der höchstgelegenste und trockenste Kontinent der Erde. Das
antarktische Eisschild weist eine mittlere Eisdicke von 1856 m mit Maximaltiefen von über 4000 m auf (Abb. 1).
Unter der antarktischen Eisdecke hat man in den letzten Jahren über Fernerkundungs- und geophysikalische
Erkundungsmethodenhunderte subglaziale Seen entdeckt (mehr als 145 allein im Jahr 2005), die teilweise
miteinander verbunden sind. Dieses subglaziale Wasser und dessen Dynamik hat großen Einfluss auf die
Eisdynamik und somit auch auf den Massenhaushalt des antarktischen Eisschilds. Das Verständnis dieses
Einflusses ist momentan noch sehr lückenhaft und kann noch in keine Modelle gefasst werden. Aufgrund den
möglichen folgenschweren globalen Konsequenzen des eustatischen Meeresspiegelanstiegs handelt es sich
hierbei um ein topaktuelles Forschungsthema.

Abb. 1: Links: Topografie der Antarktis. Die weißen Bereiche stellen die höchsten Gebiete dar und bilden die
Grenzen der einzelnen glaziologischen Einzugsgebiete (Bamber u.a. 2008). Rechts: Die Eisdicken der Antarktis.
Die maximalen Eisdicken von über 4000 m findet man im zentralen Akkumulationsgebiet (Lythe u.a. 2001).
Der Massenhaushalt des antarktischen Eisschilds wird vor allem von eisdynamischen Vorgängen dominiert.
Betrachtet man die Karte der mittleren Jahrestemperaturen der Antarktis (Abb. 2), so ist ersichtlich, dass
oberflächliche Schmelzvorgänge eine untergeordnete Rolle spielen. Lediglich in den küstennahen, wärmeren
Gebieten ist dieser Prozess nicht vernachlässigbar.
Abb. 2: Eine interpolierte Karte der mittleren Jahrestemperatur der Antarktis für die Periode 1957-2003. Die
gelben Punkte stellen Messwerte von einzelnen wissenschaftlichen Expeditionen dar. Die Temperaturdaten sind
in Grad Celsius angegeben (Dixon 2008).
Massenverlust über Eisströme
Der eisdynamische Massenverlust wird vorwiegend über einzelne, räumlich klar begrenzte Eisströme
bewerkstelligt (Abb. 3), die sich in subglazialen Talstrukturen bilden. Bei Eisströmen kann man aktive und
ruhigere Phasen beobachten. Diese Variabilität der Fließgeschwindigkeit spielt sich innerhalb unterschiedlichster
Perioden (Stunden bis Jahrhunderte) ab und kann mit verschiedenen Ursachen in Zusammenhang gebracht
werden (Variation der Akkumulation, Gezeiten, Gletscherbetteigenschaften usw.). Der Einfluss der derzeitigen
Klimaerwärmung auf die Fließgeschwindigkeit der Eisströme zählt momentan zu den großen Fragen der
Glaziologie.
Abb. 3: Links: Die bisher vollständigste Karte von oberflächlichen Fließgeschwindigkeiten des antarktischen
Inlandeises aus Satellitenbeobachtungen und Modelldaten. Die Farbcodierung beruht auf einer logarithmischen
Skalierung der Fließgeschwindigkeit. Dunkelblau veranschaulicht Fließgeschwindigkeiten von 0 m pro Jahr, rot
von 1000 m pro Jahr (Jezek 2008). Rechts: Ein vergrößerter Bereich (schattierter Bereich links) zeigt die
oberflächlichen Fließgeschwindigkeiten für den Whillans-Eisstrom (WES), den stagnierenden Kamb-Eisstrom
(KES), den Bindschadler-Eisstrom (BES) und den MacAyeal-Eisstrom (MES), die alle in das Ross-Eisschelf
(RES) münden, im Detail (Turner u.a. 2009).
Komplexe Eisdynamik
Viele Eisströme der Antarktis münden in ein Eisschelf. Bei einem Eisschelf handelt es sich um ein einige hundert
Meter bis wenige Kilometer dickes, schwimmendes Eis, das fix mit dem Festlandeis verbunden ist. Das Ende
eines Eisschelfs bildet eine nahezu vertikale Eiswand, die über den Prozess des Kalbens an Masse verliert. Das
Kalben unterliegt Perioden unterschiedlich hoher Kalbungsraten. Sehr hohe Kalbungsraten, die bis zu einem
völligen Kollaps des gesamten Eisschelfs führten, konnte man in den letzten Jahrzehnten vor allem auf der
antarktischen Halbinsel beobachten (Abb. 4).

Abb. 4: Beim Kollaps des Larsen-B-Eisschelfs im Jahr 2002 ging eine Eisschelffläche von 3200 km² verloren. In
der Satellitenaufnahme vom 31.01.2002 (links) kann man bereits eine Vielzahl an oberflächlichen
Schmelzwasserseen erkennen, die sehr wahrscheinlich eine wesentlichen Rolle bei der völligen Disintegration
des Eisschelfs spielten. Das rechte Satellitenbild zeigt das Eisschelf einen Monat später (Turner u.a. 2009).
Das Abschmelzen bzw. Kollabieren eines Eisschelfs hat keinen direkten Einfluss auf deneustatischen
Meeresspiegelanstieg. Eine indirekte Folge ist aber eine zwei- bis achtfache Beschleunigung der unmittelbar
angrenzenden Eisströme. Dies führt wiederum zu einem erhöhten Massenverlust des Inlandeises und einem
Meeresspiegelanstieg. Die Prozesse die zur Disintegration eines Eisschelfs führen sowie dessen Folgen werden
momentan in mehreren Forschungsprojekten untersucht. Der globale Anstieg der Luft- und infolgedessen der
Meerestemperatur sowie die Meeresströmungen sind jedenfalls wesentliche Einflussfaktoren. Für die Schmelze
an der Eisschelf-Ozeanwasser-Grenze aufgrund des Zustroms von wärmerem Meerwasser, konnte man Beträge
von mehreren Metern pro Jahr beobachten.
Die gesamte Antarktis bilanziert laut einer aktuellen Studie von Rignot u.a. (2008) negativ, mit einem Verlust von
–196 (± 92) Gigatonnen pro Jahr. Chen u.a. (2009) veröffentlichen für die Antarktis einen Massenverlust von –
190 (±77) Gigatonnen pro Jahr. Unterdessen stellten Wu u.a. (2010) mit dem selbem methodischen Ansatz
(GRACE-Daten) etwa die Hälfte an Massenverlust für die Antarktis fest. Generell ist die Frage nach der
Massenbilanz der Antarktis noch nicht mit einer genauen Zahl zu beantworten, was auf die großen
Unsicherheiten, die sich in den Fehlerangaben widerspiegeln, zurückzuführen ist.
Die Antarktis verliert immer schneller Eis
Zusammenfassend zeigt sich kein einheitliches Verhalten der Antarktis (siehe „Regionen der Antarktis“).
Bedenkt man die große räumliche Ausdehnung, ist das nicht überraschend. Die Beobachtungen der letzten Jahre
liefern allerdings ein dynamisches Bild der Antarktis, das noch vor einem Jahrzehnt undenkbar gewesen wäre.
Beobachtete regionale Prozesse sind nicht eindeutig der derzeitigen Klimaänderung, vergangenen
Klimafluktuationen oder interner Variabilität zuzuordnen. Die verbesserte Methodik zum Erfassen der Eisschilde
der Erde und die damit wachsende Datenmenge lässt aber ein immer konsistenter werdendes Bild über den
Zustand der Antarktis zu. Dieses Bild zeigt einen aktuellen Massenverlust des antarktischen Inlandeises, der sich
über die letzten Jahre verstärkt hat.
Westantarktis ist nicht Ostantarktis
Die Antarktis kann man grob in drei Regionen einteilen, welche sich grundlegend unterscheiden. Diese
Unterschiede spiegeln sich auch im Verhalten des Eisschilds in den einzelnen Regionen wider. Um realistische
Zukunftsszenarien zu entwickeln, ist das Verständnis der wichtigsten Prozesse, die das Verhalten der einzelnen
Regionen prägen, essenziell.
Die Ergebnisse verschiedener Massenhaushaltsstudien der letzten Jahre ergeben für dasgesamte Eisschild
der Antarktis einen Massenverlust mit einem negativen Trend. Die einzelnen Regionen der Antarktis zeigen aber
teilweise ein sehr unterschiedliches Verhalten. Alle folgenden Zahlen zu den Massenbilanzen der einzelnen
Regionen beziehen sich auf die Studie von Rignot u.a. (2008). Diese Studie ist als ein Ergebnis unter mehreren
zu sehen, die tendenziell in die gleiche Richtung weisen, sich aber in ihren Absolutwerten unterscheiden.
Das kontinentale Eisschild der Antarktis kann grob in drei morphologische Zonen unterteilt werden (Abb. 1, siehe
Abb. 1 im Abschnitt „Antarktis“):
Antarktische Halbinsel: Fläche…0,52×106 km²
Westantarktis: Fläche…1,97×106 km²
Ostantarktis: Fläche…10,35×106 km²

Abb. 1: Fließgeschwindigkeiten wichtiger Ausflussgletscher. Die schwarzen Linien skizzieren die einzelnen
Regionen. Skalierte rote bzw. blaue Symbole veranschaulichen die Höhe des Massenverlustes bzw. -gewinns in
Gigatonnen pro Jahr (Rignot u.a. 2008).
Die antarktische Halbinsel
Die antarktische Halbinsel nördlich von 70°S stellt lediglich 1 % des auf dem Festland gelagerten antarktischen
Eisschildes dar, erhält aber aufgrund der klimatischen Bedingungen rund 10 % des gesamten Schneefalls.
Insgesamt hat die antarktische Halbinsel ein Eisvolumen von 95.200 km³, was einem potenziellen eustatischen
Meeresspiegelanstieg von 24 cm entspricht. Aufgrund der Küstenlage und der geringen Seehöhe (ein Drittel
unter 200 m) steigen die Sommertemperaturen regelmäßig über 0°C. Daher muss man oberflächliche
Schmelzvorgänge unbedingt in die Berechnung der Massenbilanz einbeziehen. In den letzten 50 Jahren konnte
man eine Erwärmung von 3°C feststellen, was sich in einer stärkeren oberflächlichen Schmelze geäußert hat. Vor
allem die antarktische Halbinsel ist vom Kollaps von Eisschelfen und der folglichen Beschleunigung von
Eisströmen betroffen. Die räumliche Verteilung der in der Vergangenheit kollabierten Eisschelfe korreliert sehr gut
mit der sich ändernden Temperaturverteilung. Die Massenbilanz der antarktischen Halbinsel beträgt rund –60
(±46) Gigatonnen pro Jahr.
Die Westantarktis
Der Großteil der Westantarktis liegt unter dem Meeresniveau und wird daher als marines Eisschild bezeichnet.
Marine Eisschilde werden als instabil betrachtet. Bamber u.a. (2009) berechneten für einen katastrophalen
Kollaps des marinen Bereichs der Westantarktis einen maximalen Anstieg des Meeresspiegels von 3,3 m. In
Summe bilanziert die Westantarktis mit –132 (±60) Gigatonnen pro Jahr negativ. Abb. 2 zeigt die Ergebnisse für
zwei Satelliten-Altimetrie-Studien, die für zwei unterschiedliche Zeiträume gemacht wurden. Vor allem in den
auffälligen Regionen der antarktischen Halbinsel und der Westantarktis ist eine Beschleunigung des dynamischen
Ausdünnens festzustellen. Das Gesamteisvolumen der Westantarktis und der antarktischen Halbinsel besitzt ein
Potenzial für einen eustatischen Meeresspiegelanstieg von 4,8 m.
Die westantarktischen Eisströme rund um das Amundsen-Meer verzeichnen den größten Massenverlust der
Antarktis (Abb. 1): Die Ausdünnungsraten des Pine-Island-Gletschers (PIG) ergeben gemittelt über ein Gebiet
von der doppelten Größe Großbritanniens 10 cm pro Jahr, im Küstenbereich sogar von mehreren Metern pro
Jahr. Seine Fließgeschwindigkeit hat sich seit 1970 verdoppelt. Oberflächliche Schmelzprozesse spielen hier eine
untergeordnete Rolle, ein beträchtlicher Einfluss wird aber dem sich erwärmenden Ozean zugesprochen. Andere
Gebiete der Westantarktis zeigen kein vergleichbares Verhalten. Das Gebiet rund um das Ross-Meer (siehe Abb.
3 rechts im Abschnitt „Antarktis“) bilanziert mit +34 (±8) Gigatonnen pro Jahr positiv. Das Gebiet um das
Weddell-Meer zeigt für die letzten Jahrtausende ein stabiles Verhalten.

Abb. 2: Links: Höhendifferenz der Oberfläche des antarktischen Eisschildes zwischen
1992 und 2003 (Sheperd und Wingham 2007). Rechts: Höhendifferenz der
Oberfläche des antarktischen Eisschildes für das Jahr 2007 bezogen auf 2003.
Seehöhen von mehr als 2500 m sind nicht dargestellt (Pritchard u.a. 2009). Man
beachte die unterschiedlichen farblichen Skalierungen der zwei Abbildungen.
Die Ostantarktis
Die Ostantarktis ist das höchstgelegene, kälteste und trockenste (rund 50 mm Niederschlag pro Jahr) Gebiet der
Antarktis. Der theoretische, eustatische Meeresspiegelanstieg der Ostantarktis beträgt 51 m. Die
Veränderungen der Ostantarktis sind weniger dramatisch als jene der antarktischen Halbinsel und der
Westantarktis. Der innere Bereich zeigte über die letzten Jahre ein Ansteigen der Oberfläche. Die möglichen
Ursachen reichen von einem eventuellen Ansteigen des Niederschlags bis hin zu einer verspäteten Reaktion auf
Klimaänderungen der Vergangenheit. Die einzigen zwei Gebiete mit eklatanten Veränderungen sind marine
Eisschilde wie das Cook-Eisschelf und der Totten-Gletscher, die zuletzt Ausdünnungsraten von 25 cm pro Jahr
zeigten. Aufgrund des Datenmangels ist unklar, ob diese Entwicklung erst in den letzten Jahren begann. Da es
sich um großteils marine Eisschilde handelt, ist ein Einfluss des Ozeans ähnlich wie beim Amundsen-Gebiet
denkbar. Die aktuelle Massenbilanz der Ostantarktis wird zwischen –4 und +61 Gigatonnen pro Jahr
angenommen
Grönland
Wird Grönland grün?
Wie stark nimmt die Eismasse Grönlands ab? Ist mit einem raschen und vollständigen Abschmelzen des
Grönländischen Eisschildes durch den Klimawandel zu rechnen? Was bedeutet „rasch“ für eine so große
Eismasse? Das sind derzeit zentrale Fragen der weltweiten Klimaforschung, nicht nur weil diese Fragestellungen
wissenschaftlich höchst spannend sind, sondern auch, weil ein Abschmelzen dieses zweitgrößten Eisschildes der
Erde weitreichende Folgen für das globale Klima und für den Meeresspiegel hätte. Im Gegensatz
zur Antarktis ist das Klima Grönlands um 10-15 °C wärmer und teilweise auch durch deutlich höhere
Niederschläge geprägt. Jedoch sind die räumlichen Unterschiede des grönländischen Klimas sehr groß, die durch
die große Nord-Süd Erstreckung und durch die verschiedenen Einflussfaktoren wie etwa der Westwindzone,
polaren Ostwindzone und der dazwischenliegenden Polarfront sowie dem Grönlandstrom und dem
Nordatlantikstrom zu verstehen ist. Die räumlichen Variationen des Klimas prägen die Massenbilanz Grönlands.
Schließlich muss auch angeführt werden, dass Grönland nicht nur das Eisschild besitzt sondern auch eine sehr
große Anzahl kleinerer Gletscher und Eiskappen. Mehrere Prozesse können eine Massenänderung eines
Eisschildes bewirken. Für Grönland sind derzeit Veränderungen der Niederschlagsmengen im Winter
(Akkumulation), der Schnee- und Eisschmelze im Sommer (Ablation) sowie Massenverluste durch eisdynamische
Prozesse (Kalben) wesentlich. Während Änderungen der Akkumulation und Ablation recht gut abgeschätzt
werden können, sind Veränderungen des Massenverlustes durch Kalben zwar gut messbar, werden aber derzeit
noch nicht ausreichend gut verstanden. Durch das fehlende Wissen ob den Wirkungsmechanismus beim Kalben
können zukünftige Veränderungen nur unzureichend modelliert werden. Allgemein muss auch erwähnt werden,
dass die Zeitreihen der Massenänderung des Grönländischen Eisschildes sehr kurz sind (maximal bis in die
1950er Jahre zurück, wobei genauere Daten erst ab ca. 1970 existieren) und die Unsicherheiten im Vergleich
zum Änderungssignal recht groß sind.

Abb. 1: Zeitliche Entwicklung der schmelzenden Flächen des Grönlandischen Eisschildes. Man kann seit den
80er Jahren einen eindeutigen Trend in Richtung Zunahme der räumlichen Ausdehnung von Flächen des
Grönländischen Eisschildes erkennen, die oberflächliche Schmelzvorgänge zeigen. (Steffen et al., 2008)
Messergebnisse und Auswertungen von Satellitendaten zeigen eine Zunahme der im Sommer schmelzenden
Schneeflächen (Abbildung 1). Das deckt sich mit Ergebnissen von Modellläufen mit Regionalen
Klimamodellen die ebenfalls eine Zunahme der sommerlichen Schmelze seit den 1980er Jahren als
Konsequenz einer Temperaturzunahme berechnen. Die Temperaturzunahme selbst ist jedoch schlecht durch
Messungen belegt, da die Wetterstationen meist in Küstennähe und nicht auf dem Eisschild liegen. Neben der
Zunahme der Schmelze wurde etwa zur Millenniumswende recht eindeutig ein generelles Beschleunigen
mehrerer kalbender Gletscher (in Abbildung 2 für den Illulisatgletscher) beobachtet, die Eis des Eisschildes direkt
ins Meer transportieren. Da die Gletscher in Grönland teilweise sehr hohe Geschwindigkeiten erreichen, ist diese
Art des Massenverlustes wesentlich und macht einem Anteil von ca. 30-40% des Gesamtmassenverlustes aus.
Als Ursache für das Beschleunigen werden zurzeit unterschiedliche Faktoren diskutiert: eine Abnahme der
basalen (Grenze Gletscher/Gletscherbett) Reibung durch verstärkte Schmelzwasserführung; Veränderungen am
Gletscherbett, die sich durch den Rückzug der Kalbungsfront ergeben; sowie Veränderungen der
Eiseigenschaften durch den steigenden Energieeintrag des sich erwärmenden Meerwassers. Mittlerweile belegen
Messungen für einzelne dieser „schnellen“ Gletscher wieder einen Rückgang der Fließgeschwindigkeiten. Die
Anzahl der Studien zur Massenänderung des Grönländischen Eisschildes ist mittlerweile sehr groß und laufend
kommen neue Studien hinzu. Der Großteil bezieht sich auf Auswertungen von Satellitenmessungen oder auf
Ergebnisse von Modellierungen. Der generelle Trend der meisten Studien ist ähnlich und wird durch Abbildung 3
beschrieben. Die Masse des Grönländischen Eisschildes nimmt derzeit ab.
Abb. 3: Massenbilanz des Grönländischen Eisschildes aus Beobachtungen und Rekonstruktionen. Besonders im
letzten Jahrzehnt hat man negative Massenbilanzen beobachtet, des weiteren lässt sich ein negativer Trend im
letzten Jahrzehnt erkennen. Die Symbole veranschaulichen unterschiedliche methodische Ansätze der
Bestimmung der Massenbilanz. Der blaue Punkt steht für Ergebnisse aus Satelliten-Altimetrie Studien, das
grüne Dreieck für GRACE Studien und das rote Quadrat für die dritte Methode der Massenbilanzierung von
Eisschilden, die unter “Massenbilanz von Eisschilden” kurz zusammengefasst sind. (Jiang et al. 2010)
Die Massenänderung des Grönländischen Eisschildes ist aus zwei Gründen sehr wichtig. Einerseits hat die
Größe der Eisfläche einen Einfluss auf den Energieeintrag an der Erdoberfläche (Albedoeffekt) und andererseits
wird durch Veränderungen der Eismasse derMeeresspiegel beeinflusst. Insgesamt hat das Grönlandische
Eisschild ein Potential, denMeeresspiegel im globalen Mittel um ca. 7 m ansteigen zu lassen. Sehr schnell
kommt man dabei zu der Frage, unter welchen Bedingungen das Eisschild zur Gänze abschmilzt und wie lange
das brauchen würde. Dazu gibt es mittlerweile mehrere Studien. Interessant ist eine Analogie mit der
Vergangenheit herzustellen. So weiß man aus den Eisbohrungen im Grönlandischen Eisschild, wo und zu
welchem Zeitpunkt Eis vorhanden war und welche Temperatur zu diesem Zeitpunkt vorgeherrscht hat. Abbildung
4 zeigt, dass vor etwa 125.000 Jahren (Eem-Interglazial vor der letzten Eiszeit) die Temperatur um ca. 2-4 °C

wärmer war als heute und dass zu diesem Zeitpunkt noch ein Teil des Eisschildes vorhanden war. Betreffend den
groben Zeitrahmen für ein vollständiges Verschwinden des Eisschildes zeigen Modellüberlegungen, unter
Annahme verschiedener Szenarien eines zukünftigen globalen Temperaturanstiegs, dass dafür zumindest
mehrere Jahrhunderte bis Jahrtausende notwendig sind. Sollte das Grönländische Eisschild zur Gänze
verschwinden, dann würde es sich unter heutigen Klimabedingungen nicht mehr aufbauen können.
Abb. 4: Lufttemperatur (links) und die Eisdicken zur Zeit des Eem-Interglazials (vor ca. 125.000 Jahre) in
Grönland. (IPCC 2007)
Gebirgsgletscher
Pasterze und Co im Rückzug
Gebirgsgletscher gibt es auf allen Kontinenten der Welt, sie sind einer der besten Indikatoren des Klimawandels.
Global ist vor allem ihr Beitrag zum Meeresspiegelanstieg wichtig, der im 21. Jahrhundert den Beitrag
von Grönland und der Antarktis überwiegen wird.
Nach den kontinentalen Eisschilden (Fläche > 50 000 km²) und den großen Eiskappen (< 50 000 km²) bilden
Gebirgsgletscher die nächst kleinere Kategorie sich bewegender Eismassen. Gebirgsgletscher kommen weltweit
aufgrund von Topographie und Klima in den unterschiedlichsten Größen und Formen vor (eine anschauliche
Übersicht findet sich aufSwissEduc ): Von wenigen hundert Metern großen Kar- und Hängegletschern (z.B.
Mieminger Schneeferner in Tirol, Eiskar in Kärnten (Abb. 1) oder Teile des Bisgletschers am Schweizer
Weisshorn) über mehrere Kilometer lange alpine Talgletscher (z.B. Pasterze in Österreich (15 km) (Abb. 2),
Aletschgletscher in der Schweiz (23 km)) bis hin zu Auslassgletschern der Antarktis und Grönlands (Abb. 3)
(größter weltweit: Lambert Gletscher (Ostantarktis) 400 km lang, 100 km breit). Die Beiträge Gebirgsgletscher
besprechen die Rolle dieser Gletscher im Klimasystem und die Auswirkungen der
aktuellen Klimavergangenheit auf die Eismassen, mit Schwerpunkt auf die Alpengletscher.

Abb. 1: Das schuttbedeckte Eiskar in den karnischen Alpen, als Beispiel für einen kleinen Kargletscher. Es ist
ca.600 m breit und 300 m lang. (Foto: Gerhard Hohenwarter, ZAMG).
Abb. 2: Österreichs größter Gletscher, die Pasterze als typischer alpiner Talgletscher mit einer Länge von 8 km
und einer Breite von ca. 500 m. (Foto: Gernot Weyss, ZAMG).
Abb. 3: Auslassgletscher der AP-Olsen Eiskappe in NO Grönland (74°N). An dieser Stelle hat der Gletscher eine
Breite von 1.25 km, insgesamt ist er 10.5 km lang (von rechter bis linker Bildseite). (Foto: Gernot Weyss, ZAMG).
Gebirgsgletscher reagieren empfindlich auf die äußeren Antriebe (z.B. mehr Schmelze durch stärkere
Sonnenstrahlung und höhere Lufttemperatur oder mehr Akkumulation durch mehr Schneefall) als auch auf
die internen Umsetzungen des Klimasystems (Wärmetransporte in den Ozeanen unterliegen Zyklen, welche
die Zirkulationsmuster der Atmosphäre und somit die Verteilung von Hochs und Tiefs verändern) und interagieren
mit ihm in Form diverserRückkopplungen (Schnee an der Gletscheroberfläche reflektiert bis zu 90% der
einkommenden Sonnenstrahlung zurück in die Atmosphäre, aperes Gletschereis hingegen nur 20-40%). Dies
macht Gebirgsgletscher zu den sichtbarsten Indikatoren einer Klimaveränderung. Die Grundlagen zur Erfassung
und Interpretation vonGletscherveränderungen liefern die Messmethoden und physikalischen
Gesetzmäßigkeiten der Gletscherforschung.
Im Gegensatz zu den großen kontinentalen Eisschilden (98.5% des globalen Eisvolumens bzw. 3.4%
Bedeckung der Erdoberfläche) und dem Meereis (0.3% des Eisvolumens bzw. 5% der Erdoberfläche), hat die

Existenz von Gebirgsgletschern mit einer weltweiten, räumlichen Ausdehnung von 760 000 km² (0.2% des
Eisvolumens bzw. 0.1% der Erdoberfläche) deutlich schwächere Auswirkungen auf das globale
Klima. Rückkopplungen (z.B. Eis-Albedo) mit dem Klimasystem sind global zu vernachlässigen, ihr Beitrag
zum Meeresspiegelanstieg hingegen (geschätzte 2.5 cm in der Periode 1961-2005) wird voraussichtlich in der
nahen Klimazukunft mit bis zu ca. 16 cm bis zum Jahr 2100 über den Beitrag der großen Inlandeismassen
Grönland und Antarktis überwiegen.
In den folgenden fünf Beiträgen erfahren Sie mehr zur Reaktion der Gebirgsgletscher auf ein sich änderndes
Klima, zu ihrer regionalen Bedeutung im Alpenraum und zu ihrenVeränderungen seit der kleinen Eiszeit in
Österreich. Aktuelle Zahlen zeigen wie viel heimisches Eis es noch gibt, das letzte Kapitel erläutert
einige mögliche Zukunftszenarien der Alpengletscher.
Aktuell
Der Ist-Zustand der Gletscher in
Österreich
Der Massenverlust der heute ca. 900 Gletscher Österreichs, die im Mittel eine Eisdicke von etwa 38 m aufweisen,
hat sich in der Periode 1997-2006 im Vergleich zu 1969-1997 erneut beschleunigt. Da für ca. 40% der
Gletscherfläche auch die Eisdicke gemessen wurde, kann das Gesamtvolumen aller Gletscher Österreichs aber
gut abgeschätzt werden.
Die weltweiten Daten zu Gletscheränderungen werden beim World Glacier Monitoring Servicein Zürich
gesammelt und publiziert. Der Zustand aller Österreichischen Gletscher (Flächen, Volumina und Änderungen)
wird im sogenannten Österreichischen Gletscherinventar in Innsbruck quantitativ erfasst, dass es für die Jahre
1969, 1997 und teilweise schon für 2006 gibt. Der Gletschermessdienst des Österreichischen
Alpenvereins bietet in jährlicher Auflösung Daten zu Längenänderungen von derzeit 96 Österreichischen
Gletschern (Stand 2010), derHydrographische Dienst (HD) veröffentlicht Massenbilanzdaten von einigen
ausgewählten Gletschern in Österreich in seinen Jahrbüchern, die es mittlerweile auch digital im Internet gibt.
Für das Jahr 2006 wird derzeit auf Grundlage von sehr genauen Laserscandaten das neueste Inventar erstellt.
Erste Ergebnisse für die Ötztaler Alpen zeigen, dass sich sowohl der Flächen- als auch der Volumensverlust in
der Periode 1997-2006 im Vergleich zu 1969-1997 beschleunigt haben. Diese Beschleunigung spiegelt den seit
1980 besonders starkenTemperaturanstieg und Eintritt ins Treibhauszeitalter verzögert wieder, indem der
Klimawandel vorherrschend anthropogen bedingt ist. Die neuesten Daten spiegeln auch die typischeGletscher-
Klima Reaktion wieder: Besonders kleine Gletscher haben sich weniger stark verändert als große. Sie konnten
sich also einerseits bereits an das geänderte Klima anpassen, andererseits liegen sie im Mittel meist höher und
haben geringere Abschmelzraten zu verzeichnen. Große Gletscher haben meist lange, niedrig gelegene Zungen
mit noch sehr dickem Eis, was zu hohen Abschmelzraten und Volumensverlusten aber nur zu geringen
Flächenverlusten führt. Aus diesem Grund sind in der Periode 1997-2006 die Volumensverluste deutlich stärker
angestiegen als die Flächenverluste.
Über die absolut in Österreich vorhandenen Eisvolumina weiß man weit weniger gut Bescheid als über die oben
beschriebenen relativen Volumenänderungen zwischen zwei Zeitpunkten, die aus digitalisiertem Kartenmaterial
bzw. Luftaufnahmen berechnet werden können. Das liegt am hohen Aufwand von Eisdickenmessungen, die in
mühevoller Kleinarbeit für jeden Gletscher z.B. mit Radargeräten einzeln durchgeführt werden müssen um das
Eisvolumen zu bestimmen. Für nur 60 der ca. 900 österreichischen Gletscher gibt es derartige Messungen. Da
die meisten großen Gletscher erfasst wurden, ist das Volumen von immerhin 40% der Gesamtfläche aller
Gletscher in Österreich bekannt.
Österreichisches Gletscher-Inventar 1998
Anzahl Mittlere Eisdicke Fläche Volumen
Ca. 900 Ca. 38 m 471 km² (1998) Ca. 17.7 km³ (1998)
Tabelle 1: Kennzahlen zum Ist-Zustand der Österreichischen Gletscher (Österreichisches Gletscherinventar,
Institut für Meteorologie und Geophysik, Univ. Innsbruck).

TOP 3 der Österreichischen Gletscher (Stand 1998)
Name Gebirgsgruppe Fläche (km²) Dickstes Eis (m)
Pasterzenkees Glocknergruppe 18.4 275
Gepatschferner Ötztaler Alpen 17.7 (21.6)* 235
Obersulzbachkees Venedigergruppe 11 184
Tabelle 2: Kennzahlen der 3 größten Österreichischen Gletscher (*Die Grenze zu Italien verläuft auf dem
Gepatschferner, der Österreichische Teil hat somit nur 17.7 km², der Gepatschferner ist daher die größte
zusammenhängende Gletscherfläche mit Teil in Österreich (21.6 km²). (Österreichisches Gletscherinventar,
Institut für Meteorologie und Geophysik, Univ. Innsbruck)
Zukunft
Wie lange gibt es noch Alpengletscher?
Die kleinen und mittleren Gletscher werden bis zum Ende des 21. Jahrhunderts verschwunden sein, die großen,
in stark verkleinerter Form, das 22. Jahrhundert noch erleben. Die österreichischen Gletscher werden aufgrund
der geringeren Gipfelhöhen früher abschmelzen als die im Mittel höhergelegenen Gletscher der Westalpen.
Wie sich die Alpengletscher in Zukunft verhalten werden, hängt einerseits davon ab, wie dick ihr Eis ist, wie stark
der jeweilige Gletscher mit dem momentanen Klima im Ungleichgewichtist und davon, wie sich die treibenden
meteorologischen Faktoren wie Strahlung,Lufttemperatur , Wind und Niederschlag über längere Zeit verändern
werden. Im jetzigenTreibhauszeitalter ist das vor allem eine Funktion der Entwicklung der Menschheit, ihrer
Wirschaftstätigkeit und ihrer Lebensweise.
Detaillierte Gletschermodelle , die das gesamte Gletschersystem und seine Wechselwirkungen erfassen
können, also sowohl die Fließdynamik des Eises, die Gestaltung des Eisuntergrundes und andere Faktoren wie
die Schuttbedeckung und Strahlungsexposition der Eisoberfläche, sind sehr rechenaufwendig und können daher
momentan nur für einzelne Gletscher angewendet werden. Daher muss man sich für Zukunftsszenarien von
Gletschern oft mit einfacheren, aber gut durchdachten, zumeist statistischen Methoden behelfen. Eine davon
wurde vom World Glacier Monitoring Service (WGMS) in Zürich erarbeitet. Sie koppelt Änderungen von
Temperatur und Niederschlag aus IPCC Szenarien an der Gleichgewichtslinie(GGL) der untersuchten
Alpengletscher mit der noch aktiven Gletscherfläche, ausgehend von Massenbilanzdaten der Periode 1971-90.
Alle oberhalb der neuen GGL verbleibenden Gletscherflächen stellen das neue Nähr- oder Akkumulationsgebiet
des Gletschers dar. Steigt die GGL über das Gipfelniveau des Gletschers an, verliert er sein Nährgebiet und
besteht bald nur noch aus blankem Eis ohne Nachschub und Neubildung von Eis. Es ist nur noch eine Frage der
Zeit, bis diese Eisreste wegschmelzen. Je nachdem wie dick das Eis ist, können noch Jahre vergehen, oder bei
großen Gletschern noch Jahrzehnte. Zu den Ergebnissen dieser Studie (Abb. 1): Wenn wir die durchaus plausible
Modellwelt des IPCC Szenarios A1B als Grundlage nehmen, landen wir in der Mitte des 21. Jahrhunderts bei
noch 37% bis 56% verbleibender, aktiver Gletscherfläche in den Alpen, je nachdem ob der Niederschlag ab- oder
zunimmt. Gegen Ende des 21. Jahrhunderts ist dann noch 13% – 20% der Fläche gegenüber dem Ende des 20.
Jahrhunderts vorhanden.

Abb. 1: Diagramm zur Abschätzung der künftigen Entwicklung der Alpengletscher. Die erwartete
Temperaturänderung kann entlang der horizontalen Achse verändert werden, die 6 verschiedenfarbigen
Ganglinien stehen für unterschiedliche Niederschlagsentwicklungen. An der vertikalen Achse kann die
resultierende verbleibende Fläche mit aktiven Gletscher-Nährgebieten abgelesen werden (in % des Basiswertes
1971-1990, für den Gletscherhöhenmodelle aller Alpengletscher existieren). Zwei plausible Zustände für die
Alpen in der Mitte und gegen Ende des 21. Jahrhunderts wurden hervorgehoben (IPCC-Modellwelt A1B, mit gut
1.5° C Temperaturerhöhung bis 2050 und 3.5° C bis 2100), wobei die sicherere Temperaturerwartung als Fixwert
angenommen, die unsicherere Niederschlagserwartung zwischen -10% und +10% variiert wurde. (Zemp 2006)
Vergleicht man die einzelnen Alpenländer, so erweisen sich die Schweizer Gletscher als am stabilsten, gefolgt
von den italienischen, französischen, österreichischen und den deutschen. Österreich steigt durch die im Schnitt
geringeren Gipfelhöhen gegenüber den Westalpen wesentlich ungünstiger aus, mit nur mehr 20% bzw. 7%
aktiver Gletscherfläche zur Mitte bzw. Ende des 21. Jahrhunderts. Alpine Eisriesen wie der Aletschgletscher, der
Rhonegletscher, die beiden Grindelwaldgletscher, Mer de Glace, Glacier des Bossons, Gepatsch- und
Hintereisferner, die Sulzbachkeese und die Pasterze werden allesamt im 22. Jahrhundert auch noch da sein,
wenn auch in stark verkleinerter Form.
Abb. 2: Links: Karte der potentiell verbleibenden aktiven Nährgebiete der Pasterze nach unterschiedlich starken
Temperaturzunahmen. Von +1° C bis +5° C gegenüber dem Mittel 1971-1990. (Quelle: Zemp, 2006, angepasst
und umgezeichnet). Rechts: Der Rückgang der vergletscherten Fläche des Goldbergkeeses von 2003 bis 2020
bzw. 2050. Abschätzung auf der Basis der Massenbilanzen 1992-1998, der Eisdickenkarte 2003 und unter der
Annahme einer vernachlässigbaren Fließgeschwindigkeit. Das Szenario beinhaltet einen weiteren linearen
Temperaturanstieg bis zu Verhältnissen, die um das Jahr 2100 denen des Sommers 2003 entsprechen, für den
es eine gemessene Massenbilanz gibt. Der Niederschlag wurde im Modell nicht verändert. (Böhm et al. 2007).
Für Österreich bedeutet das ein vergleichsweise langes Leben für die großen Talgletscher im Vergleich zu den
mittelgroßen bis kleinen Gebirgsgletschern. Mögliche Zukunftszenarien berechnet mit unterschiedlichen
Methoden für einzelne große und kleine Gletscher zeigt Abbildung 2 für Pasterze und Goldbergkees und
Abbildung 3 für Fernauferner und Gepatschferner.

Abb. 3: Ursprüngliche Gletscherfläche für das Jahr 2006 und Abschätzung zukünftiger Gletscherausdehnungen
auf Basis der Eisdickenkarte 2006, der Höhenänderung 1997-2006 und einer Empfindlichkeit der Massenbilanz in
Abhängigkeit der Temperatur für a) Gepatschferner (Fläche 2006: 16.6 km²) und b) Fernauferner (Fläche 2006:
1.5 km²). Der Niederschlag wurde nicht verändert. Das Jahr 2050 entspricht ungefähr den Szenarien 2006 +1° C
bis +2° C, das Jahr 2100 den Szenarien 2006 +3° C bis +4° C. (Olefs et al., 2009)
Das Schmelzwasser der Gletscher wird in den kommenden Jahren aufgrund stärkerer Schmelze (höhere
Temperaturen) weiter zunehmen, dann aber einem gewissen Zeitpunkt aufgrund der steten Verkleinerung der
noch vorhandenen Eisfläche wieder abnehmen. Berechnungen zeigen, dass dieser Zeitpunkt für die kleinen bis
mittelgroßen Gletscher in ca. 40-60 Jahren, für die großen in ca. 70-90 Jahren erreicht sein könnte.
Meeresspiegel
Zu ernst für vereinfachte Antworten
Zu den ernsthaftesten und langfristigsten globalen Auswirkungen des anthropogenen Klimawandels gehört der
Anstieg des Meeresspiegels. Anscheinend ist das Problem so klar wie einfach: Es wird wärmer und der
Meeresspiegel steigt. Es gibt jedoch eine Fülle von Details, die berücksichtigen werden müssen, wenn man die
globalen und überraschenderweise auch regional unterschiedlichen relativen Meeresspiegelanstiege für
die Vergangenheit rekonstruieren, für die Gegenwart messen und für die Zukunft abschätzen will.
Die Wissenschaft ist somit gerade auf diesen Forschungsfeldern in höchstem Maß gefordert, um nicht den
„Kassandras“ auf der einen und den „Abwieglern“ auf der anderen Seite das Feld überlassen zu müssen. Sie sind
in der öffentlichen Debatte gerade dann immer dominant, wenn die rationale Wissenschaft noch keine fundierten
Antworten auf entscheidende Zukunftsfragen anbieten kann. Einen fiktiven, besonders alarmistischen Roman hat
etwa Risto Isomäki geschrieben (2005, deutsch 2008), in dem große Teile des grönländischen Inlandeises von
einem Tag auf den anderen ins Meer stürzen und der darauf folgende Megatsunami die halbe Menschheit
vernichtet.
Forschungsbedarf als Nahrung für Unseriosität
Seriöser aber leicht sarkastisch ist Böhm (2010) mit dem Thema umgegangen. Fantastische und sehr suggestive
Bild- und Filmbeiträge liefert auf seiner Website „ Extreme Ice Survey “ James Balog. Gewarnt wird jedenfalls
vor den simplifizierten, oft auch falschen und meistens völlig unbelegbaren Aussagen, die zu diesem noch
ungelösten Thema bereits angeboten werden. Als anregende Worte zu diesem diffizilen Thema, in dem die
Problematik der öffentlichen Wahrnehmung – meist geprägt durch Medien und Politik – von wissenschaftlichen
Ergebnissen zu Tage tritt, ist der Rat von André Gide sicher passend: „Glaube denen, die die Wahrheit suchen –
und zweifle an denen, die sie gefunden haben.“ Gerade auf einem Gebiet, an dem die Wissenschaft derzeit
intensiv arbeitet, gibt es noch wenig Populärwissenschaftliches. Um sich selbst ein unabhängiges Bild zu
machen, ist der mühevolle Weg durch die Fachliteratur unumgänglich. Die folgenden drei Abschnitte erleichtern
diesen Weg durch Vergangenheit, Gegenwart und möglicher Zukunft der Höhe des Meeresspiegels.
Gegenwart
Die Ursachen des aktuellen Anstiegs
im Detail

Über die Veränderungen des Meeresspiegels in den letzten beiden Jahrhunderten liegen Messungen in höherer
zeitlicher und räumlicher Auflösung vor. Sie sind eine Notwendigkeit, wenn man die lebhaften regionalen
Unterschiede in Rechnung stellt, die den Begriff „globaler Meeresspiegelanstieg“ stark
relativieren. Die isostatische Ausgleichshebung übertrifft momentan stellenweise den aktuellen
Meeresspiegelanstieg. In Helsinki etwa zeigen langjährige Messreihen ein Absinken des Meeresspiegels um 25
cm relativ zum Festland während des 20. Jahrhunderts. In Schottland betrug die relative isostatische Landhebung
im 20. Jahrhundert regional bis zu 60 cm, während in Teilen Südenglands und der französischen Kanalküste das
Land in einer Gegenbewegung um 40 bis 60 cm absank. Die absinkenden Bereiche zeigten keine Eisbedeckung
während der letzten Kaltzeit. Diese gegenläufigen dynamischen Prozesse in unmittelbarer Nachbarschaft kann
als Wippeneffekt der kontinentalen Lithosphäre verstanden werden.
Skandinavien steigt, Südengland sinkt
Im 19. Jahrhundert wurde das Pegelnetz in den Seehäfen allmählich global und gegen Ende des Jahrhunderts
dicht genug, um die regionalen Unterschiede durch die Dynamik des Festlands festzustellen. Erst seit den frühen
1990er-Jahren erlauben Präzisionsmessungen von Satelliten (1993–2002 TOPEX, seither Jason) flächig die
tatsächliche Höhe des Meeresspiegels zu bestimmen („Ocean Surface Topography“). Es bestätigte sich dadurch
endgültig, dass der Meeresspiegel selbst alles andere als „eben“ ist. Räumlich und zeitlich variable Phänomene
wie das Gravitationsfeld der Erde und Meeresströmungen formen die Topografie der Ozeanoberfläche, die
Höhendifferenzen im Meterbereich aufweist. Diese Höhendifferenzen spielen sich somit in etwa der gleichen
Größenordnung ab wie der erwartete klimabedingte Meeresspiegelanstieg in der Zukunft.
Die Meeresoberfläche ist nicht flach
Die aktuellsten Rekonstruktionen aus Pegel- und Satellitenmessungen des Verlaufs des globalen, mittleren
Meeresspiegelanstieges seit 1870 zeigt die linke Zeitreihe von Abbildung 1. Insgesamt ist in den letzten 140
Jahren der Meeresspiegel also um etwa 22,5 (±2,5) cm angestiegen. Der Anstieg war nicht regelmäßig, sondern
es gab zwei Zeitspannen mit Anstiegsraten von nur rund 1 mm pro Jahr und zwei mit 2,5 bis 3 mm pro Jahr.
Ursachen des aktuellen Meeresspiegelanstiegs entschlüsselt
Der zweistufige Verlauf des Meeresspiegelanstieges erinnert an das, was vom globalen Verlauf
der Lufttemperatur in der instrumentellen Periode her bekannt ist. Insgesamt verliefen jedoch bis in die jüngste
Vergangenheit alle Erklärungsversuche des Zusammenhangs erfolglos. Der Meeresspiegelanstieg war zu stark
im Vergleich zu der Summe seiner bis dato quantifizierten Ursachen (Komponenten). Eine erste geschlossene,
plausible Erklärung für die letzten 50 Jahre gaben erst im Jahr 2008 Domingues u.a. Die Basis ihres Ansatzes
war die Zerlegung des integralen Meeresspiegelanstieges in fünf Komponenten (Abb. 2). Die Summe der
einzelnen Komponenten ergab den gesamten, beobachteten Meeresspiegelanstieg und stellt somit eine
geschlossene Wasserbilanz dar. Nicht rekonstruiert werden konnten jedoch die dekadischen Variationen des
Meeresspiegels. Der Grund dafür wird in den noch vorhandenen Unsicherheiten zu den quantitativen Anteilen
und Variationen der globalen Eismassen und der tiefen Ozeanschichten vermutet.
Abb. 2: Die fünf Komponenten, anhand deren der rezente Meeresspiegelanstieg plausibel erklärt werden kann.
Im Einzelnen handelt es sich dabei um die thermische Ausdehnung seichter (0–700 m, rot) und tiefer (unter 700
m, orange) Ozeanschichten, den Zufluss der schmelzenden Eisschilder (Grönland und Antarktis, blau), den
Zufluss der der schmelzendenGletscher und Eiskappen (grau) und schließlich die Wassermengen, die kurz- bis
mittelfristig auf dem Festland gespeichert bzw. freigegeben werden (Schneedecke, Permafrost, Stauseen,
Trockenlegung von Feuchtgebieten, Förderung von fossilen Wasserquellen usw., dunkelgrün) (Domingues u.a.
2008).
In ihrer Arbeit bezifferten Domingues u.a. für die untersuchte Zeitspanne 1961–2003 den Anteil der thermischen
Expansion der seichten Ozeanschichten sowie der schmelzenden Gletscher und Eiskappen am

Meeresspiegelanstieg mit jeweils etwa 20 mm. Die genaue Daten-Analyse lieferte dabei einen etwa 50 %
höheren Trend für die thermische Expansion der seichten Ozeanschichten als berechnete Trends aus früheren
Arbeiten. Die thermische Expansion der seichten Ozeanschichten und das Schmelzwasser der Gletscher und
Eiskappen sind somit für das Gros des rezenten Meeresspiegelanstiegs verantwortlich. Die berechneten
Anstiegsraten dieser zwei Hauptkomponenten sind 0,5 (±0,1) mm pro Jahr für die thermische Expansion der
seichten Ozeanschichten und 0,5 (±0,2) mm pro Jahr für die schmelzenden Gletscher und Eiskappen. Für die
Anstiegsrate der schmelzenden Gletscher und Eiskappen in den letzten zehn Jahren (1993–2003) des
Beobachtungszeitraums konnten sie eine beschleunigte Rate von 0,8 (± 0,2) mm pro Jahr feststellen.
Unterschätze temperaturbedingte Ausdehnung des Ozeanwassers
Die Anstiegsrate für die tiefen Ozeanschichten wurde für den untersuchten Zeitraum (1961–2003) mit 0,2 (±0,1)
mm pro Jahr angenommen, wobei dieser Wert aufgrund der nur spärlich vorhandenen Daten zumindest mit
einem Fragezeichen zu versehen ist. Für das grönländische bzw. antarktische Eisschild geben Domingues u.a.
eine Rate von 0,1 (±0,1) bzw. 0,2 (±0,4) mm pro Jahr an, wobei wieder auf die Unsicherheiten bezüglich dieser
Zahlenwerte hinzuweisen ist. Die Beiträge des auf dem Festland gespeicherten oder freigegebenen Wassers sind
in Summe null. Nur kurzfristigere Einflüsse wie das lokale Minimum von etwa –5 mm in den kühlen 1970er-Jahren
sind zu erkennen. Der Grund war die Speicherung von Wasser in Form von Schnee am Festland, der den
Sommer überdauerte. Aber auch eine rege Bautätigkeit von Stauseen in den 70er-Jahren war mitverantwortlich.
Die Summe aller Einzelkomponenten dieser Analyse ergibt somit für den Zeitraum 1963–2003 eine Anstiegsrate
des Meeresspiegels von 1,5 (±0,4) mm pro Jahr. Vergleicht man dazu die tatsächlich in dem Zeitraum
beobachtete Anstiegsrate des Meeresspiegels von 1,6 (±0,2) mm pro Jahr, so lässt sich die relativ hohe Qualität
dieser Analyse erkennen. Aufbauend auf Analysen dieser Qualität ist erst ein naturwissenschaftlich begründeter
Blick in die Zukunftmöglich und zulässig.
Zukunft
Die Höhe des Anstiegs ist nicht
ausgemacht
Zur Abschätzung des zu erwartenden, global gemittelten Meeresspiegelanstieges im 21. Jahrhundert, wird auf
berechnete Zukunftsszenarien von Klimamodellen zurückgegriffen, die auf die
standardisierten Emissionsszenarien aufbauen. Dabei kommen gekoppelte Atmosphäre-Ozean
Klimamodelle sowie regionale Klimamodelle zum Einsatz. Letztere bieten die Möglichkeit, den nicht zu
vernachlässigenden, regionalen Variationen der verschiedenen Küstengebiete gerecht zu werden.
Die Erwartungen für den global gemittelten Meeresspiegelanstieg des 21. Jahrhunderts stellen sich zurzeit so
dar, wie sie der 4. Sachstandsbericht des IPCC formuliert hat und wie es detaillierter in Church u.a. (2010)
beschrieben ist:
Von den Komponenten des globalen Meeresspiegelanstieges ist für den weiteren Verlauf des 21. Jahrhunderts
zunächst eine weitere Dominanz der thermischen Expansion der seichten Ozeanschichten und der Gletscher-
und Eiskappenschmelze zu erwarten. Der große Beitrag der Gletscher- und Eiskappenschmelze wird jedoch
gegen Ende des Jahrhunderts aufgrund der Abnahme der vergletscherten Flächen verloren gehen. Die
thermische Ausdehnung der seichten Ozeanschichten wird zur alleinigen Hauptkomponente des
Meeresspiegelanstieges werden. Aber auch die tieferen Ozeanschichten werden weiterhin einen geringen,
kontinuierlichen Beitrag liefern. Die genaue Quantifizierung des Beitrags der tieferen Ozeanschichten ist noch mit
Unsicherheiten verbunden, die nur durch vermehrte hochqualitative Messungen verringert werden können. Der
Prozess der in die tieferen Ozeanschichten vordringenden Wärmewelle würde sich auch bei einem Abklingen der
globalen Erwärmung fortsetzen.
Unsicherheitsfaktor Kalbungsrate
Große Unsicherheiten in den Meeresspiegel-Zukunftsszenarien liegen noch im Verhalten der Inlandvereisungen
Grönlands und der Antarktis. Grundlegende Ursache dieser Unsicherheiten ist das noch unvollständige Wissen
über die für den Meeresspiegelanstieg entscheidenden Prozesse wie das Kalben der Ausflussgletscher der
Eischilde in die Ozeane (Abb. 1 und 2). Die Massenbilanzen der Eisschilde der Antarktis und Grönlands) sind
momentan noch mit großen Fehlerbalken versehen. Erst durch ein detailliertes Prozessverständnis kann man
diese Prozesse in Modelle packen und somit wissenschaftlich legitime Zukunftsszenarien berechnen.

Abb. 1: Links: Ein ins Meer kalbender Gletscher in Ostgrönland zwischen Scoresbysund und Zackenberg (Foto:
B. Hynek). Rechts: Der Prozess des Kalbens selbst, festgehalten beim Kronebreen im Nordwesten Spitzbergens
(Fotos: A. Buras, pers. Mitteilung von A. Chapuis).
Im Bewusstsein dieser Probleme wurde im letzten IPCC-Bericht aus dem Jahre 2007 eine 95 %-ige
Wahrscheinlichkeit eines mittleren Meeresspiegelanstiegs zwischen 18 und 59 cm im 21. Jahrhundert
angegeben. Dieser weite Unsicherheitsbereich liegt nicht nur an den beschriebenen Unsicherheiten sondern auch
an den unterschiedlichen Emissionsszenariensowie der Unsicherheit der Klimamodelle selbst. Für den noch in
den Modellen überhaupt nicht vertretenen Prozess eines Ansteigens der Kalbungsraten aufgrund einer
verstärkten Eisdynamik der Eisschilde wurde vom letzten IPCC-Bericht ein möglicher zusätzlicher
Meeresspiegelanstieg von 10 bis 20 cm nach besten Wissen und Gewissen abgeschätzt. Vergleicht man die
Zahlen des letzten IPCC-Berichts mit den Zahlen jüngerer Arbeiten, so bewegen sich die IPCC Ergebnisse im
unteren Bereich. Pfeffer u.a. (2008) berechneten unter der Annahme einer zukünftigen, beschleunigten
Eisdynamik einen maximal möglichen Meeresspiegelanstieg zwischen 0,8 und 2 m bis zum Jahr 2100. Die
Berechnungen von Jevrejeva u.a. (2010) liefern einen Meeresspiegelanstieg bis 2100 zwischen 0,6 und 1,6 m.
Ganz aktuelle Zahlen aus dem laufenden EU-Projekt ice2sea bewegen sich zwischen 0,5 und 1,4 m
Meeresspiegelanstieg bis 2100.
18 cm oder 2 m?
Bedenkt man, dass weltweit etwa 160 Millionen Menschen in Regionen leben, die sich weniger als 1 m über dem
Meeresspiegel befinden, so lassen sich die globalen Konsequenzen in etwa erahnen. Das Auftreten von etwa
100-jährigen oder 1.000-jährigen Flutwellenereignissen wird sich dem Meeresspiegelanstieg entsprechend
häufen. Für die Adaptierung von Küstenschutzbauten ist es daher etwa eine entscheidende finanzielle Frage, die
weltweit über Milliarden an Geldern entscheidet, ob sie um 0,2, 0,6 oder sogar 1 m erhöht werden müssen.
Abb. 2: Zwei der gigantischen Eisberge, die vom Sermeq Kujalleq (früher Jakobshavn Isbrae) bei Ilulissat in
Westgrönland ins Meer gekalbt sind. Dieser größte aller grönländischen Eisbergproduzenten hat in Jahren 2004
und 2005 seine Fließgeschwindigkeit fast verdoppelt und dadurch dazu beigetragen, dass man auf die Probleme
der Eisdynamik der Eisschilde aufmerksam wurde. Die Frage, ob die Ursache dieser Beschleunigung die
derzeitige Klimaerwärmung ist, kann nicht vollständig beantwortet werden (Fotos: R. Böhm). Insgesamt ist der
breite Unsicherheitsbereich für diese vielleicht bedeutungsvollste aller Folgeerscheinungen des Klimawandels im
Hinblick auf die notwendigen Anpassungsmaßnahmen sicher unbefriedigend. Auf Seiten der Wissenschaft wird
daher zurzeit mit Nachdruck an den offenen Fragen wie der Eisdynamik Grönlands und der Antarktis gearbeitet.
Jüngste Veröffentlichungen von Messdaten und dazugehörigen Modellrechnungen geben bezüglich der Gefahr
von katastrophalen „Eisausbrüchen“ auf Grönland oder eines plötzlichen „Aufschwimmens“ des unterhalb der
Meeresoberfläche aufsitzenden westantarktischen Eisschildes eine vorsichtige Entwarnung. Auf die Fachliteratur
zu diesem spannenden Stück Wissenschaftsgeschichte wird besonders hingewiesen.

Schnee
Abnahme der Schneedecke mit Folgen
Die saisonale Schneedecke bedeckt zur Zeit des Wintermaximums durchschnittlich 47 Millionen km², wovon 98%
auf der Nordhalbkugel liegen. Die Schneedecke reagiert sehr empfindlich auf Klimaänderungen, wobei sie durch
die Fähigkeit Sonnenenergie zu reflektieren und Wasser zu speichern auch in Wechselwirkung mit dem Klima
steht.
Aufgrund des Einflusses der Schneedecke auf den globalen Energie- und Wasserhaushalt, spielt ihre räumliche
Ausdehnung eine wichtige Rolle für das Klima. Frischer, weißer Schnee reflektiert 80% – 90% der
Sonneneinstrahlung, im Vergleich dazu reflektieren Vegetation oder Boden nur 10% bis 20%. Nimmt die
räumliche Ausdehnung der winterlichen Schneedecke ab, wird weniger Energie ins Weltall reflektiert und anstatt
dessen von der schneefreien Erdoberfläche absorbiert. Dieser zusätzliche Energieeintrag trägt zu einer
Erwärmung der Erde und somit des Klimas bei. Ein wärmeres Klima hat wiederum weniger Niederschlag in fester
Form und eine geringere Schneedeckendauer zur Folge.Dieser sich selbst verstärkende Prozess wird
mit Albedo-Rückkopplung bezeichnet und gehört zur Gruppe der positiven Rückkopplungen des Klimas. Am
wirksamsten ist die Albedo-Rückkopplung in den polaren Gebieten. Bedenkt man jedoch, dass momentan im
Winter immerhin 30% der Nordhalbkugel von Schnee bedeckt ist (Abbildung 1), erhält man eine Idee des noch
vorhandenen Potentials dieses sich selbst aufschaukelnden Effekts.
Abb. 1: durchschnittliche mittlere Schneebedeckung in mm Wasseräquivalent auf der Nordhalbkugel im Jänner
(1988-2003) (links) und Juli (1988-2002) (rechts); (Quelle: NSIDC)
Eine weitere wichtige Eigenschaft des Schnees ist die des Wasserspeichers:
Über den Winter wird Wasser in der Schneedecke zurückgehalten, welches bei der Schneeschmelze langsam
über Tage und Wochen wieder freigegeben wird. Das Schmelzwasser kann damit gut in den Untergrund
eindringen, füllt die Grundwasserspeicher und versorgt den Boden, der damit für die kommende
Wachstumsperiode gerüstet ist. Ein Winter mit wenig Schnee zieht oft Probleme in der Landwirtschaft und
Wasserversorgung durch die Trockenheit von Böden und tiefe Grundwasserstände nach sich. Eine Schneedecke
verhindert im Winter zusätzlich ein Abstrahlen der gespeicherten Bodenwärme in die vergleichsweise kühlere
Atmosphäre. Sie fungiert somit als guter Isolator und schützt die Pflanzen vor Frost.
Der Schnee befindet sich bei den in den Alpenländern üblichen Wintertemperaturen häufig nahe seinem
Schmelzpunkt und ist dadurch sehr klimasensitiv. Auch zum Leidwesen desWintertourismus in Österreich ist in
Lagen unter 1000 m ein Ansteigen des flüssigen Anteils am winterlichen Gesamtniederschlag deutlich messbar.
Seit den 90er Jahren fällt zum Beispiel in Kitzbühel im Tal (790 m) in der Wintersaison ungefähr gleich viel Regen
wie Schnee (Abbildung 2).

Abb. 2: langjährige Niederschlagszeitreihen für (790m, rechts). Dünn: Einzeljahre, Dick: 20jährig geglättet, (Böhm
2008)
Südlich des Alpenhauptkammes wurde in Österreich die größte Abnahme sowohl an Tagen mit einer
Schneedecke als auch in der Schneemächtigkeit gefunden (siehe Abbildung 3). Eine Erklärung bieten die
Langzeittrends der Temperatur und des Niederschlags für Österreich von 1900 – 2009. Generell wurde seit 1900
eine Zunahme der Temperatur um ca. 1,5°C für ganz Österreich festgestellt. Zusätzlich wurde südlich des
Alpenhauptkammes auch eine deutliche Niederschlagsabnahme im Winterhalbjahr um ca. 20% beobachtet.
Diese beobachtete Niederschlagsabnahme ist wahrscheinlich auf eine Änderung der winterlichen Wetterlagen,
genauer gesagt auf eine Abnahme der Südanströmungen (z.B.: Genua-Tief), zurückzuführen. Dieser Trend in
Richtung einer Niederschlagsabnahme im Winter ist für die Gebiete nördlich des Alpenhauptkammes nicht zu
erkennen.
Abb. 3: Differenz der Schneedeckendauer und Differenz der Schneehöhe zwischen den 20järigen Perioden 1896-
1916 und 1980-2000, (Jurkovich 2008)
Fließgewässer
Wie reagieren die Flüsse?
Das Klimasystem ist sehr stark mit den Vorgängen im Wasserkreislauf verwoben. Die Flüsse als Teil dieses
Systems sind in ihrem Abflussverhalten im Wesentlichen geprägt durch die Klimakomponenten Niederschlag und
Temperatur. Die starke Verknüpfung zwischen dem Wasserkreislauf und dem Klima lässt sich am deutlichsten
mit der Wasserbilanzgleichung ausdrücken:
A = N – V ± ∆S
A … Abfluss
N … Niederschlag
V … Verdunstung
∆S … Änderungen im Speicher
Der Abfluss an der Oberfläche wird im Wesentlichen durch die klimatologischen Größen Niederschlag und
Verdunstung sowie durch Änderungen in den Speichern (Grundwasserkörper) bestimmt. In Abbildung 1 sind die
aktuellen Trends (1976–2007) der jährlichen und jahreszeitlichen Niederschlagssumme auf Basis

von homogenisierten HISTALP-Datenreihen dargestellt. Die etwas ungewöhnliche Trendperiode resultiert zum
einen aus pragmatischen Gründen der Datenverfügbarkeit, zum anderen aus der Tatsache, dass ab den späten
1970er-Jahren der anthropogene Treibhauseffekt voll zum Tragen kommt (siehe Artikel „Klimaantriebe im
Vergleich“).
Im Norden mehr, im Süden weniger Niederschlag
Ein leicht steigender Trend der Jahresniederschlagssumme lässt sich dabei nördlich des Alpenhauptkamms
feststellen, abnehmende Niederschläge in den südlichen Regionen und in Vorarlberg, wobei diese nicht
signifikant sind. Im Frühjahr ist das Muster ähnlich, wobei die abnehmenden Trends im Süden nicht stark
ausgeprägt sind. Die Sommermonate sind von generell zunehmenden Niederschlägen geprägt, mit wenigen
Ausnahmen im Land Salzburg und in Vorarlberg. Der Herbst präsentiert sich ähnlich, allerdings sind die Trends
eher schwach und statistisch nicht signifikant. Das deutlichste Trendsignal des Niederschlags zeigt sich in den
Wintermonaten. Hier ist ein stark negativer Trend in Kärnten und in Teilen Salzburgs erkennbar, bundesweit
nehmen die Winterniederschläge bis auf wenige Ausnahmen ebenso ab.
Abb. 1: Trends der jährlichen (groß) und jahreszeitlichen (klein, in Schreibrichtung Frühjahr, Sommer, Herbst und
Winter) Niederschlagssumme für die Periode 1976–2007 in Prozent. Steigende Trends sind blau, fallende Trends
rot und statistisch signifikante Trends mit einem + gekennzeichnet (Schöner u.a. 2010).
In Abbildung 2 sind die Trends in den jährlichen und jahreszeitlichen Abflüssen dargestellt, wobei nur
Flussabschnitte ohne bauliche Maßnahmen im Untersuchungszeitraum in die Darstellung einfließen. Der
Jahresabfluss im Zeitraum von 1976 bis 2007 zeigt für 81 % der Pegelmessstellen keinen statistisch signifikanten
Trend. Für bestimmte Gebiete lassen sich jedoch Trends ablesen. So zeigt sich beispielsweise im Süden ein
fallender Trend, ebenso wie in Vorarlberg. Im östlichen Alpenraum sind positive Trends zu verzeichnen.
Schwache Trends zu geänderten Abflüssen
Die saisonalen Trends zeigen wieder deutliche Unterschiede zum Jährlichen. Im Frühjahr nehmen die Abflüsse
im Süden signifikant ab, in allen anderen Landesteilen kommt es zu einer leichten – vor allem in den alpinen
Gebieten signifikanten – Zunahme der Abflüsse. Im Sommer zeigt sich ein deutliches Ost-West-Gefälle mit
positiven Trends östlich und negtiven Trends westlich einer Achse Linz-Graz. Eine Ausnahme bilden Pegel in
großen Höhen wie beispielsweise in Tirol. Die Herbstmonate sind durch zunehmende Abflusstrends in alpinen
Gebieten gekennzeichnet, in den niedriger gelegenen Gebieten sind keine eindeutigen Trends erkennbar. Dieses
heterogene Muster ist im Winter über das gesamte Bundesgebiet erkennbar, lediglich im Bereich der Hohen
Tauern zeigt sich ein positiver Trend im Abfluss.

Abb. 2: Trends der jährlichen (groß) und jahreszeitlichen (klein, in Schreibrichtung Frühjahr, Sommer, Herbst und
Winter) Abflüsse für die Periode 1976–2007 in Prozent. Steigende Trends sind blau, fallende Trends rot,
statistisch signifikante Trends durch große und insignifikante Trends durch kleine Kreise gekennzeichnet (Blöschl
u.a. 2010).
Der Niederschlag ist zweifelsfrei der Hauptfaktor für die Bildung von Oberflächenabfluss. Vergleicht man
allerdings Abbildungen 1 und 2, so ergeben sich in einigen Gebieten gegensätzliche Trends. Ziemlich groß sind
die räumlichen Unterschiede in den Sommermonaten, hier zeigt der Abfluss in weiten Teilen Österreichs einen
negativen Trend. Dieser ist nicht allein durch den Niederschlag zu erklären, da dieser weitgehend positiv ist.
Demgegenüber steht der Winter mit signifikant abnehmenden Niederschlägen, welche sich nicht im
Abflussverhalten widerspiegeln. Die Trends in den Übergangsjahreszeiten präsentieren sich wesentlich
homogener.
Mehr Niederschlag – weniger Abfluss?
Die beiden fehlenden Terme der Wasserbilanzgleichung, nämlich die Verdunstung und der Speicher, sind
offenbar nicht zu vernachlässigen. So kann sich ein steigender Trend in der Verdunstung, verursacht durch
höhere Temperaturen, negativ auf das Abflussverhalten auswirken.
Will man einen vorsichtigen Blick in die Zukunft des Wasserkreislaufes auf Einzugsgebietsebene werfen, so ist
man auf die Simulationsergebnisse aus regionalen Klimamodellen angewiesen. Eine Abschätzung über die
Entwicklung von Temperatur, Niederschlag und Schneebedeckung findet sich im Artikel „Klimazukunft im
Alpenraum“. Diese Daten gehen in Niederschlag-Abfluss-Modelle ein, welche zukünftige Abflussmengen an
Pegelmessstellen berechnen. Die Zuverlässigkeit der Ergebnisse erhöht sich, wenn man mehrere Methoden, die
sich im Hinblick auf Daten und Annahmen unterscheiden, verwendet. Eine Zusammenschau der
unterschiedlichen Ansätze hat zu folgenden Ergebnissen geführt:
Zukünftige Änderungen des Abflusses
Im Zeitraum 2021–2050 wird sich verglichen mit dem Zeitraum 1976–2007 der mittlere Jahresabfluss um weniger
als ±5 % verändern. Die Niederschläge werden in Zukunft zwar leicht zunehmen. Die höheren Temperaturen
sorgen aber für eine höhere Verdunstung, was sich negativ auf die Abflussmengen auswirkt. Im Südosten kann
die Abnahme der jährlichen Abflüsse größer als 5 % werden, da in diesem Gebiet der Abfluss sensibler auf
Änderungen der Lufttemperatur und des Niederschlags reagiert (Abb. 3). Grundsätzlich ist die natürliche
Variabilität des mittleren jährlichen Abflusses zwischen den Jahren größer ist als die zufolge einer Klimaänderung
im Zeitraum 2021–2050 zu erwartenden Änderungen.

Abb. 3: Änderung des Jahresabflusses zwischen den Zeiträumen 1976–2007 und 2021–2050 in Prozent auf
Basis dreier unterschiedlicher Modellierungsmethoden. Zunehmende Aflüsse sind blau, abnehmende Abflüsse rot
dargestellt (Blöschl u.a. 2010, bearbeitet).
Abflussmaxima verschieben sind
Für ganz Österreich mit Ausnahme des Südens ist eine Erhöhung der Winterabflüsse um etwa 20 % zu erwarten.
Im Osten ist möglicherweise eine Abnahme des Frühjahrsabflusses und im Westen eine Abnahme des
Sommerabflusses um jeweils 10 bis 20 % zu erwarten. Das Abflussmaximum in den alpinen Regionen könnte
sich etwas nach vor verschieben, von Mitte auf Anfang Juni. Im Süden ist mitunter ein späteres Abflussmaximum
zu erwarten. Im nördlichen Alpenvorland verschieben sich die Abflussminima möglicherweise vom Winter in den
Sommer. In Abbildung 4 ist die Veränderung des Abflussregimes an der Donau am Pegel Wien abgebildet. Im
Szenario für den Zeitraum 2021-2050 sind im Winter höhere Abflüsse zu erwarten, im Gegensatz zum Frühjahr.
Abb. 4: Verschiebung des Abflussregimes vom Zeitraum 1976–2006 (beobachtet grün, simuliert blau) zum
Zeitraum 2021–2050 (rot) an der Donau am Pegel Wien (Blöschl u.a. 2010).
Pflanzen und Tierwelt
Die Vegetationsperiode verlängert sich
Der Anstieg der globalen Mitteltemperatur macht sich in mittleren und höheren Breiten durch eine Verschiebung
des jahreszeitlichen Zyklus von Pflanzen und Tieren zu früheren Beginnzeiten im Frühling und zu einem späteren
Ende der aktiven Zeit im Herbst bemerkbar.
Der globale Temperaturanstieg schlägt sich neben nicht-biologischen Systemen
wieKryosphäre und Hydrosphäre auch in (natürlichen und bewirtschafteten) biologischen Systemen nieder. Gut
belegt ist die Wirkung der Temperaturzunahme auf die Biosphäre auf den Kontinenten der nördlichen
Hemisphäre. Pflanzen und Tiere können auf Veränderungen des Klimas mit einer entsprechenden Änderung
ihres saisonalen Zyklus, mit einer Änderung des Verbreitungsgebietes oder der Bestandsdichte, mit einer
Veränderung ihrer Gestalt (z.B. Körpergröße) oder mit dem Aussterben reagieren.
Blühbeginn, Insektenflug, Vogelzug
Eine Reihe von Arbeiten zur Wirkung der Klimavariabilität auf die Biosphäre greift auf „phänologische“
Beobachtungen zurück, die sich mit dem jahreszeitlich bedingten saisonalen Zyklus von Pflanzen und Tieren
beschäftigen. Dazu gehören gut erkennbare Erscheinungen wie Blattentfaltung, Blüte, Fruchtreife,
Blattverfärbung, Blattfall, der Vogelzug oder das erste Erscheinen von Insekten im Frühjahr (Abb. 1).

Abb. 1: Schneeglöckchen als Zeichen des Frühlingsbeginns (H. Scheifinger, ZAMG).
Phänologische Beobachtungen weisen eine jahrhundertealte Tradition auf. Oft waren es Naturliebhaber, die den
saisonalen Zyklus von Pflanzen und Tieren ihrer näheren Umgebung systematisch beobachteten und
aufzeichneten. In Österreich begann die systematische Beobachtung 1851, als Carl Frisch an der neu
gegründeten ZAMG ein phänologisches Beobachtungsnetz in der ganzen Monarchie ins Leben rief. Die
Problematik des vom Menschen verstärkten Treibhauseffektes rückte die Phänologie als Klimaindikator ins
Zentrum der Klimawirkungsforschung.
Früher Frühling, später Herbst
Langen phänologischen Beobachtungsreihen folgend hat sich in Europa und Nordamerika seit der Mitte des 20.
Jahrhunderts der Blühbeginn und die Blattentfaltung um etwa 2,3 bis 5,2 Tage pro Jahrzehnt zu früheren
Eintrittszeiten hin verschoben. Laubverfärbung und Laubfall traten hingegen immer später im Jahr ein (Abb. 2).
Dadurch verlängerte sich die Vegetationsperiode um bis zu zwei Wochen.
Abb. 2: Zeitreihen der Abweichungen diverser phänologischer Phasen in Deutschland in Verbindung mit
Abweichungen der mittleren Frühlingstemperatur und des Nordatlantischen Oszillationsindex (NAO-Index)
(Rosenzweig u.a. 2007).
Mehrjährige globale Satellitenbeobachtungen von Vegetationsindizes und Analysen von Zeitreihen der CO2-
Konzentration in der Atmosphäre bestätigen die Verlängerung der Vegetationsperiode. Auch in der Land- und
Forstwirtschaft und im Obstbau machen sich die Auswirkungen des jüngsten Klimawandels bemerkbar,
beispielsweise durch frühere Aussaat- und Erntetermine oder früheres Blühen von Obstgehölzen. In Westeuropa
konnte beobachtet werden, dass das erste Auftreten und die Hauptflugzeit von Schmetterlingen früher eintritt.
Ebenso verlängerte sich die Flugzeit von Insekten, die mehrere Generationen in einer Saison hervorbringen
können. Die Ankunftszeiten von Zugvögeln und der Brutbeginn von Vögeln reagiert bereits auf den
Temperaturanstieg, meist mit einer Verschiebung zu früheren Eintrittszeitpunkten.
Frühere Ernte möglich
Bei zahlreichen in Österreich beobachteten phänologischen Zeitreihen lässt sich eine gute Übereinstimmung des
langfristigen Trends mit dem langfristigen Trend der Temperatur beobachten. Vor allem Fruchtreifephasen
reagieren auf das erhöhte Temperaturangebot während der warmen Jahreszeit (Abb. 3; vgl. Artikel „Historische
Archive“).

Abb. 3: Vergleich zwischen einer Messreihe der Lufttemperatur (schwarz) und einer phänologischer Zeitreihe
(rot). Bei der Messreihe handelt es sich um die mittlere Temperatur des Sommerhalbjahres in der
nordöstlichen HISTALP -Region, relativ zum Mittel des Zeitraumes 1901–2000. Als phänologische Zeitreihe ist
der Beginn der Fruchtreife des schwarzen Holunders ausgewählt. Die dicken Linien stellen die über 21 Jahre
gleitenden Mittel dar (Auer u. a. 2007; phänologische Datensammlung der ZAMG).
Wasserwirtschaft
Mehr oder weniger Strom aus
Wasserkraft?
Der Mensch und seine Bedürfnisse sind in vielfacher Weise mit dem Wasserkreislauf verflochten. Er treibt
Kraftwerke an, gewährleistet die Trinkwasserversorgung und das Gewerbe mit Brauchwasser. Dieser Kreislauf
als integrativer Bestandteil des Klimasystems reagiert daher auf Veränderung des Klimas, was wiederum den
Menschen als Nutzer des Wassers betrifft. Für Österreich als Land mit einem sehr hohen Anteil der
Stromproduktion aus Wasserkraft ist die zukünftige Entwicklung der Wasserführung an den heimischen Flüssen
von großem Interesse. Im Moment geht man von einem gesamten Wasserkraftpotenzial von etwa 118.000 GWh
pro Jahr aus. Das Wasserkraftpotenzial wird dabei im Wesentlichen von den Faktoren Durchflussmenge und
Höhendifferenz entlang der Flussstrecke bestimmt.
Österreich ist von der Wasserkraft abhängig
In Abbildung 1 ist die räumliche Verteilung des Wasserkraftpotenzials dargestellt. Es zeigen sich dabei große
räumliche Unterschiede mit hohem Potenzial entlang der Donau und in alpinen Gebieten. In flacheren Gebieten
Österreichs ist aufgrund der geringeren Höhendifferenz entlang der Gewässerläufe das Wasserkraftpotenzial
kleiner.
Abb. 1: Räumliche Verteilung des mittleren jährlichen Wasserkraftpotenzials in GWh pro Jahr und Flusskilometer
für den Zeitraum 1976–2006 (Blöschl u.a. 2010a).
Das Wasserkraftpotenzial ist nicht nur räumlich äußerst variabel, sondern auch zeitlich. Etwa 38 % des Potenzials
sind im Sommer verfügbar, im Gegensatz dazu nur 14 % im Winter. Regionale Unterschiede in der saisonalen
Verteilung sind zwar vorhanden, jedoch sind alle für die Wasserkraftnutzung wichtigen Gewässer in Österreich

durch den Abfluss aus alpinen Einzugsgebieten dominiert, mit einem deutlichen Niederwasser im Winter und
Abflussspitzen im Sommer. Dem entgegengesetzt steht die saisonale Verteilung des Inlandsstromverbrauchs,
welcher aufgrund des Heizaufwandes im Winter seine Maximalwerte erreicht.
Potenzial bleibt großteils unverändert
Um die Änderung des Wasserkraftpotenzials in Zukunft abschätzen zu können, wurde auf die szenarienbasierte
Simulation der zukünftigen Abflüsse zurückgegriffen. Die Änderungen des Wasserkraftpotenzials für den
Zeitraum 2021–2050 im Vergleich zum Zeitraum 1976–2006 sind aufgrund der geringen Änderung der Abflüsse
klein. Insgesamt wurde für Österreich eine Zunahme des Wasserkraftpotenzials von weniger als 1 % ermittelt. Die
saisonalen Änderungen sind größer als die räumlichen. Im Sommer ist im Westen mit einer Abnahme des
Potenzials um mehr als 10% zu rechnen, während im Winter eine Erhöhung des Wasserkraftpotenzials um etwa
15–20 % erwartet wird (Abb. 2).
Abb. 2: Änderungen der jahreszeitlichen Verteilung des Wasserkraftpotenzials zwischen den Zeiträumen 1976–
2007 und 2021–2050 (Blöschl u.a. 2010a).
Bessere Anpassung an Verbrauchsspitzen möglich
In Abbildung 3 werden die saisonale Verschiebung und die Erhöhung des Winteranteils besonders deutlich,
welche sich für alle Kraftwerke Österreichs abzeichnet. Dies könnte in Zukunft zu einer besseren Anpassung der
Stromproduktion an die Verbrauchsspitzen im Winter führen und damit die Flexibilität der Kraftwerksbetreiber
erhöhen.
Abb. 3: Jährlicher Verlauf des Abflusses (links) und des ausgebauten Potenzials (rechts) für die Zeiträume 1976–
2006 (blau) und 2021–2050 (rot) für das Donaukraftwerk Altenwörth (Blöschl u.a. 2010a).
Die Klimaszenarien zeigen, dass die Änderungen des Niederschlags in Zukunft eher gering ausfallen werden, mit
regionalen Unterschieden. Aufgrund der hohen Wasserverfügbarkeit in Österreich ist daher auch kein
nennenswerter Mangel an Wasser zu erwarten, abgesehen von Gebieten die heute schon mit Wasserknappheit
zu kämpfen haben.
Gesicherte Wasserversorgung für Haushalt und Industrie
Der größte Teil des mit 60 % angegebenen Anteils der Industrie am Gesamtwasserbedarf in Österreich geht zu
Lasten der Kühlwasserthematik und der Prozesswässer. Der Wasserverbauch durch Prozesswasser wurde in
den letzten Jahren maßgeblich durch Kreislaufführung in den industriellen Anlagen verringert. Es ist auch nicht zu
erwarten, dass sich in Folge des Klimawandels die Entnahme von Prozesswasser erhöht.
In thermischen Kraftwerken und anderen industriellen Anlagen ist der Abtransport von Wärme erforderlich. Dieser
geschieht am effizientesten über Kühlwasser, solange keine unzulässige Erwärmung des kühlenden Gewässers

eobachtet wird. Da in den nächsten Jahrzehnten mit einem Anstieg der Lufttemperatur gerechnet werden muss,
kann es in langen sommerlichen Trockenperioden zu Überschreitungen der zulässigen Wassertemperatur
kommen, was eine Reduktion des Wärmefrachteintrags nach sich ziehen muss. Dieses Problem wird vor allem
die Regionen nördliches und östliches Weinviertel, Burgenland, südliche und östliche Steiermark, Kärnten und
Osttirol betreffen.
Tourismus
Bedrohung für den Winter, Chance für
den Sommer
Direkte Auswirkungen auf den österreichischen Tourismus durch den Klimawandel sind durch weniger Schnee in
den Schigebieten, höhere Wassertemperaturen der Badeseen, Gefährdungen durch Auftauen des Permafrostes
zu erwarten.
Die österreichische Wirtschaft ist stark tourismusabhängig. Hochsaison für den Tourismus sind der Kernwinter
(Jänner und Februar) sowie der Hochsommer (Juli und August). Studien, die die Auswirkung des Klimawandels
auf den Tourismus untersuchen, müssen Klimafolgen in den Zielgebieten (das sind die Gebiete wo Touristen
hinfahren) aber auch die Klimaänderung in den Quellgebieten (das sind die Regionen, aus denen die Touristen
kommen) berücksichtigen. Der Temperaturanstieg ist für alle Jahreszeiten zu erwarten. Direkte Auswirkungen auf
die Tourismusbranche in den Zielgebieten Österreichs wären beispielsweise weniger Schnee in den
Schigebieten, höhere Wassertemperaturen der österreichischen Badeseen, Gefährdung alpiner Wanderwege
durch Auftauen des Permafrostes und oder auch Hangrutschungen. In den Quellgebieten könnten veränderte
klimatische Voraussetzungen zur Wahl neuer Zielgebiete führen. So ist es vorstellbar, dass vermehrte
sommerliche Hitze in südlichen Ballungszentren den Wusch für einen Urlaub in einem erfrischend „kühlen“
Alpental aufkommen lässt. Ebenso könnte die zunehmende Wärme in Österreich, das Verlangen nach noch mehr
Sonne und Hitze im Süden Europas versiegen lassen. Entscheidend ist aber, inwieweit die Klimafolgen von
anderen Größen wie wirtschaftlicher oder politischer Situation in den Hintergrund gedrängt werden. Unabhängig
von allen gesellschaftspolitischen Problemen ist und bleibt es Aufgabe der Klimatologie touristisch relevante
Klimakenngrößen für die Zukunft zu bestimmen. Diese müssen, bedingt durch die vertikale Gliederung
Österreichs und Einflüsse von atlantischen, mediterranen und kontinentalen Luftmassen auf regionaler/lokaler
Ebene und entsprechender zeitlicher Auflösung betrachtet werden. Es ist auch zu prüfen, ob die
Zusammenhänge zwischen einzelnen Elementen linearer Natur sind, oder nicht. Der wohl wichtigste Parameter
für den Winterfremdenverkehr ist der Schnee, der in engem Zusammenhang mit der Lufttemperatur steht. Der
Temperaturanstieg hat allerdings in den verschiedenen Höhenstufen eine unterschiedliche Reaktion ausgelöst.
Noch gibt es in der Dreitausenderregion ausreichend Schnee – nahezu 100% des Gesamtniederschlages fallen
als Schnee, im Tal hingegen sind schon drastische Rückgänge zu beobachten, und die Variabilität von Jahr zu
Jahr ist beträchtlich, – auf den schneereichen Winter 2005/2006 folgte der extrem schneearme Winter 2006/2007.
Bei weiterem Temperaturanstieg wird sich der Schneeanteil am Gesamtniederschlag weiter verringern.
Gletscherschigebiete sind unter dem Aspekt „Ganzjahresschilauf“ zu betrachten. Sie reagieren besonders im
Sommer sensibel auf höhere Temperaturen. Das Ausbleiben sommerlicher Schneefälle schränkt nicht nur den
Schibetrieb ein, es schadet den Gletschern insgesamt. Schneefälle schützen die Gletscher vor der Einwirkung
der Sonnenstrahlung, da eine weiße Schneedecke bis zu 90% der Sonnenstrahlung reflektiert, das apere Eis nur
20 bis 30%. Wie die Abbildung 1 zeigt, ist bis gegen Ende des 21. Jahrhunderts mit weiterem drastischen
Rückgang der sommerlichen Schneefälle in der Dreitausenderregion zu rechnen.

Abb. 1: Prozentanteil des Schnees am Gesamtniederschlag in drei Seehöhenstufen der Region Hohe Tauern für
das Mittel des 20. Jahrhunderts (blau), für die Zeit um 2000 (rosa) sowie für die Zeit um das Jahr 2100 (rot),
(berechnet aus dem regionalen Temperatur-Szenario A1B und aus dem Zusammenhang zwischen dem
Schneeanteil und dem Monatsmittel der Temperatur). (Auer et al. 2010)
Auch ohne Schibetrieb (oder eben, weil sie keinen Schibetrieb gestatten) zählen die Gletscher zu den
touristischen Attraktionen Österreichs. Auch um sie ist es im Klimawandel nicht gut bestellt: gegen Ende des 21.
Jahrhunderts wird nur noch wenig vom einstigen „ewigen Eis“ zu sehen sein. Über die Reaktion der Gletscher im
Klimawandel ist sehr viel im BeitragGebirgsgletscher zu lesen.
Positive Chancen sehen die Studien für den alpinen Sommertourismus mit klimatischen Vorteilen gegenüber den
Ebenen und städtischen Regionen Europas. Lagen über 1200 m bleiben in Österreich frei von Hitzestress.
Abbildung 2 zeigt die mittlere Häufigkeit von Sommertagen (mittlere Zahl der Tage mit einem
Temperaturmaximum von mindestens 25°C für die Periode 1961-1990) und im Vergleich dazu
Zukunftsprojektionen für die Situation 2050 für drei ausgewählte Szenarien von Temperaturzunahmen. Man
erkennt wie sich die Zahl der Sommertage ausgehend von den Flachlandregionen in Richtung größere Seehöhen
ausbreitet. Selbst im Worst Case-Szenario bleiben die zentralalpinen Höhenlagen als „kühle Refugien“ bestehen.
Badeurlauber werden sich zukünftig an höheren Wassertemperaturen und einer verlängerten Badesaison
erfreuen können, da die Wassertemperaturen eng an den Verlauf der Lufttemperatur gekoppelt sind.
Abb. 2: Mittlere Häufigkeit von Sommertagen (mittlere Zahl der Tage mit einem Temperaturmaximum von
mindestens 25°C für die Periode 1961 – 1990) und vergleichend Zukunftsprojektionen für die Situation 2050 für
Temperaturzunahmen von +1.4°C, 2.7°C und 4.8°C. (Krajasits et al. 2007)
Das mögliche Auftauen von Permafrost im Hochgebirge und die damit verbundenen Gefahren für Mensch und
Infrastruktur (Wege, Steige und Kletterrouten, Schutzhütten, Seilbahnstationen) sind für den Sommertourismus
relevant. Die Zusammenhänge zwischen Lufttemperatur und Permafrost sind detailliert im
Beitrag Permafrost beschrieben. Kaum beschäftigen sich die Studien mit den Auswirkungen eines geänderten
Niederschlagsverhaltens auf den Tourismus. Die Abschätzung der zukünftigen Niederschlagsregime weist noch
große Unsicherheiten auf, speziell was die räumliche und zeitliche Auflösung betrifft. Eine Zunahme von
Starkregenereignissen in einem wärmeren Klima basiert auf der physikalischen Tatsache, dass eine wärmere
Atmosphäre mehr verfügbares Niederschlagswasser enthalten kann. Auf welche Art und Weise dieses globale
Mehr an Wasser in der Atmosphäre allerdings regional und lokal als Niederschlag fällt, ist durch regionale
Klimamodelle zurzeit noch schlecht simulierbar. Wie schon eingangs erwähnt, sind aber für erfolgreiche
Tourismusstrategien regionale und lokale Betrachtungsweisen in entsprechender zeitlicher Auflösung erforderlich.
Wetterrekorde
Der österreichische Hitzerekord: +39.7 Grad C

Im Zuge einer zweiwöchigen Hitzewelle wurde am 27. Juli 1983 in Dellach im Drautal die österreichische
Rekordtemperatur von 39.7 Grad C gemessen.
Dass der österreichische Hitzerekord in Kärnten verzeichnet wurde, ist keine Überraschung. Im südlichsten
Bundesland ist es zwar im Winter grimmig kalt, die Sommer jedoch gehören auch im Mittel zu den wärmsten
Österreichs.
Zur Enttäuschung der Klimastatistiker wurde auch damals nicht die anscheinend magische Grenze von +40 Grad
überschritten. Zusammen mit dem Kälterekord vom Sonnblick von -37.4 Grad beträgt der gesamte
Variationsbereich der Lufttemperatur in Österreich somit knapp 80 Grad.
Der österreichische Kälterekord: -37.4 Grad
Am 1. Jänner 1905 wurden auf dem Sonnblick die tiefsten Temperaturen Österreichs gemessen.
Stürmischer Nordostwind brachte polare Kaltluft zum Alpenhauptkamm, und auf dem Sonnblick fiel die
Quecksilbersäule 24 Stunden lang unter -30 Grad C. Der damalige Wetterbeobachter Alois Sepperer schrieb
nach seinen Neujahrsgrüßen an die Kollegen in Wien:
“…Bei uns war´s nicht gar rar; das Telephon kaputt, ausrücken auch nicht gut: die Kälte zu groß, die
Thermometer zu kurz. Hygrometer und dreitägiger Hygrograph sind erkrankt vor Kälte, in unserem Zimmer
fangen die Kirschen an den Wänden zu blühen an…”
Mit seinen Sorgen wegen der “zu kurzen” Thermometer hatte Alois nicht unrecht, nur 2 Grad weniger, und das
Quecksilber wäre in der Thermometersäule erstarrt.
Der Extremwinter 1928/29
Die extremste Kältewelle des 20.Jahrhunderts in den besiedelten Gebieten Österreichs ereignete sich im Winter
1928/29, der Schwerpunkt war im Februar 1929.
Die Temperaturregistrierung Wiens zeigt den Verlauf eines kontinentalen Kaltlufteinbruchs von Anfang Jänner bis
Anfang März 1929. Mehr als 2 Monate hindurch lagen die Tagesminima der Lufttemperatur in Wien unter Null
Grad, das Mittel des Februars war -10 Grad C. Auf dem Höhepunkt der Kältewelle, vom 10. bis 13. Februar
wurden vier Tage hindurch jeweils -20 Grad C unterschritten, am 11. Februar wurden sogar -26.3 Grad C erreicht.
An der meteorologischen Station in Stift Zwettl wurden an diesem Tag -36,6 Grad C gemessen.
Die Folgen waren in Zeiten wirtschaftlicher Krise und Arbeitslosigkeit sehr ernst. Durch einen Eisstoß auf der
Donau von Mohacs bis Melk war die Schifffahrt unmöglich, Kohle und Wasser waren knapp und die Kälte forderte
zahlreiche Todesopfer.
Der extreme Kälteeinbruch zu Neujahr 1979
Am 1. Jänner 1979 erlebten die Österreicher eine herbe Neujahrsüberraschung. Die gesamte Silvesternacht
hindurch war es in den meisten Gegenden nördlich des Alpenhauptkamms mit rund +10 Grad C außergewöhnlich
warm gewesen. Erst nachdem auch die letzte Silvesterfeier ihr Ende gefunden hatte, überschwemmte arktische
Kaltluft das Land, und als nach Neujahrskonzert und Schispringen ein Blick auf das Thermometer riskiert wurde,
traute so mancher seinen Augen nicht und glaubte wohl an Nachwirkungen des Alkohols der Silvesternacht, denn
die Temperatur war um bis zu 25 Grad gefallen und bremste sich gerade bei -10 bis -15 Grad C ein. Nur die
Oststeirer und Kärntner hatten noch etwas Zeit für einen Neujahrsspaziergang, hier schlug die arktische Kaltluft
erst gegen Abend des 1. Jänner zu. In weiterer Folge floss die Kaltluft bis weit nach Italien hinein und sorgte dort
für große Schäden an den nicht kälteresistenten Pinien und Olivenbäumen.
Die 1990er Jahre – Änderung der Lufttemperatur gegenüber 1961-1990
Wird es wärmer, wird es kälter? Eine derzeit wohl häufig gestellte Frage. Dazu ein Vergleich des letzten
Jahrzehnts (1991-2000) mit den Klimanormalwerten (1961-1990). Die Antwort fällt in Österreich sehr leicht, es ist
sowohl auf den Bergen als auch in den Tälern wärmer geworden, im Tiefland leicht zu Gunsten des Minimums,
auf den Bergen umgekehrt. Das Ausmaß der Erwärmung bewegt sich für die Halbjahresmittel zwischen 0.4 bis
0.8 Grad C, im Jahresmittel 0.6 bis 0.7 Grad C.
Inwieweit sind nun die “menschlichen Aktivitäten” daran schuld, oder befinden wir uns noch im Rahmen der
natürlichen Klimavariabilität, oder ist die Erwärmung auf beide Ursachen zurückzuführen? An der Beantwortung
dieser Fragen arbeitet derzeit ein “Heer” der besten Wissenschaftler weltweit.

Aenderung der Lufttemperatur 1991-2000 im Vergleich zu
1961-1990
APR- OKT- JAN-
SEP MÄR DEZ
Österreichmittel, Tiefland
mittleres
+0.7°C +0.4°C
Temperaturmaximum
+0.6°C
mittleres
Temperaturminimum
Österreichmittel,
hochalpin
+0.8°C +0.6°C +0.7°C
mittleres
Temperaturmaximum
+0.8°C +0.7°C +0.7°C
mittleres
Temperaturminimum
+0.7°C +0.6°C +0.7°C
Markante Änderungen gewährt der Blick ins Detail, anhand des Beispiels der höchstgelegen Station Österreichs.
Fast 2 Grad C wärmer als der Normalwert (1961-1990) war es am Sonnblick im Jänner, im August wurde der
Normalwert um 1.5 Grad C übertroffen. Ein gegenteiliger Effekt zeigt sich hingegen im Herbst. Bei gleichzeitig
übernormaler Bewölkung waren in den Monaten September bis November die Lufttemperaturen unternormal.
Quelle: Zentralanstalt für Meteorologie und Klimaschutz, Abteilung Klimaforschung, Dr. Ingeborg Auer ist
gebürtige Pörtschacherin und Abteilungsleiterin für Klimaforschung.