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und Reflexion abmindern (sog. Global Dimming). Als gegen Ende des 20. Jahrhunderts Maßnahmen zur Luftreinhaltung wirksam werden und sich zusätzlich die Treibhausgasemis- sionen aus Industrie und Verkehr verstärken, tritt die Erde endgültig ins anthropogene Treibhauszeitalter ein (sog. Global Brightening; Wild 2009; Nabat et al. 2014; Manara et al. 2016; Pfeifroth et al. 2018). Es ist extrem wahrschein- lich, dass mehr als die Hälfte des beobachteten Anstiegs der globalen Mitteltemperatur zwischen 1951 und 2010 durch den anthropogenen Anstieg der Treibhausgaskonzentration und Folgeeffekte anderer anthropogener Antriebsformen ver- ursacht wurde (IPCC 2014). Innerhalb Österreichs zeigen sich die Langzeitveränderun- gen der Temperatur in großer räumlicher Übereinstimmung. Nennenswerte Unterschiede in der Temperaturentwicklung gab es weder regional noch in Abhängigkeit von der Seehöhe: In den Gipfelregionen hat sich die Atmosphäre seit der vor- industriellen Zeit ebenfalls um 1,8 °C erwärmt (1989–2018 vs. 1850–1900; Auer et al. 2007; Böhm 2012; Auer et al. 2014; ZAMG 2020b). Die Temperaturentwicklung in höheren Luftschichten, abgeleitet aus homogenisierten Radiosonden- messungen, ist in 3000 m Höhe dem Verlauf an hochalpinen Stationen sehr ähnlich (Haimberger et al. 2012; Auer et al. 2014). Saisonal betrachtet ist die Erwärmung im Tiefland im Frühjahr und Winter am stärksten (+2,1 °C bzw. +2,3 °C), gefolgt vom Sommer (+1,8 °C), am schwächsten ist sie im Herbst (+1,3 °C; Abb. 2.2). Den einzigen signifikanten Un- terschied in der Erwärmung zwischen tiefen und hohen Lagen gibt es im Winter (+1,7 °C in den Gipfelregionen vs. +2,3 °C im Tiefland). Nach einer kurzen Abkühlungsphase (zwischen 1995 und 2005 im Tiefland bzw. 1989 und 2012 in den Gip- felregionen) haben die Wintertemperaturen wieder deutlich zugenommen (Abb. 2.2; Auer et al. 2014; Olefs et al. 2019). Die hochalpinen Wintertemperaturen einzelner Stationen der Ostalpen nördlich und entlang des Alpenhauptkamms haben langfristig gesehen statistisch hochsignifikant zugenommen (z. B. +1,9 bis +2,4 °C an den Stationen Zugspitze, Sonn- blick, Säntis, Obergurgl, Patscherkofel, Schmittenhöhe in- nerhalb der letzten 90 Jahre). Gleichzeitig sind sie auch von der stärksten Jahr-zu-Jahr-Variabilität aller vier Jahreszeiten geprägt (s. Abschn. 2.1): die langfristige Erwärmung ist über- lagert von kurz- bis mittelfristigen natürlichen Schwankungen des Klimas (Jahr-zu-Jahr bis zu ca. 20 Jahren; Gobiet et al. 2017). Diese führen dazu, dass die 30-jährigen Unterperio- den A, B und C in Abb. 2.3 unterschiedlich starke und nicht signifikante Erwärmungstrends aufweisen und der Zeitraum 1989 bis 2012 sogar durch eine Abkühlung gekennzeichnet ist. Saffioti et al. (2016) konnten eindeutig zeigen, dass diese europäische winterliche Abkühlungsperiode ein Resultat der natürlichen Klimavariabilität war. Dies bedeutet gleichzeitig, dass für diese kürzeren Zeiträume und lokale bis regionale Betrachtungen, in denen natürliche Klimaschwankungen do- minieren, zuverlässige Vorhersagen für die Zukunft derzeit noch nicht möglich sind, ganz im Gegensatz zum langfristi- gen Erwärmungstrend. Diese natürlichen Klimaschwankun- gen werden wesentlich von Wechselwirkungen zwischen At- mosphäre und Ozean verursacht. So konnte gezeigt werden, dass z. B. die sog. nordatlantische Oszillation (NAO) starken Einfluss auf die Jahr-zu-Jahr- und dekadischen Schwankun- gen der Wintertemperatur in Europa und auch Österreich hat (Hurrell 1995; Schöner et al. 2009). Als kleinskaligere Phänomene sind sogenannte Temperatur- inversionen z. B. wichtig für die Erzeugung von technischem Schnee im Herbst und Winter, da sie mit der Bildung boden- naher Kaltluftseen verbunden sind, welche die Rahmenbedin- gungen für die Kunstschneeproduktion verändern. Sie sind geprägt durch eine Umkehr des vertikalen Temperaturgradien- ten, d. h., die Luft ist in höheren Lagen wärmer als darunter. Aus täglichen flächigen Beobachtungsdaten konnte abgeleitet werden, dass solche Inversionen in der Periode 1961 bis 2017, insbesondere in den Monaten Oktober, Dezember und Januar, im Süden Österreichs sowie zentralalpin seltener und weniger intensiv geworden sind (Hiebl und Schöner 2018). Der deutliche Temperaturanstieg führte auch zu einer Veränderung der temperaturabhängigen Extremwerte. So stieg z. B. die Anzahl von Sommertagen (Tageshöchstwert ≥ 25 °C) und Tropennächten (Tagestiefstwert nicht unter 20 °C) im Zeitraum 1948 bis 2010 signifikant (Nemec et al. 2013). Die Temperaturvariabilität, also die Wechselhaftigkeit zwischen kalten und warmen Extremen, hat sich hingegen seit Ende des 19. Jahrhunderts in Österreich langfristig nicht signifikant geändert (Hiebl und Hofstätter 2012). Die Temperaturänderung seit Ende des 19. Jahrhunderts wurde auch durch die völlig unabhängig gemessene Entwick- lung des Luftdrucks in unterschiedlichen Höhen bestätigt (Böhm et al. 1998; Böhm 2012). Niederschlag Abgesehen von der ersten Hälfte des 19. Jahrhunderts, die relativ niederschlagsreich ausfiel, und der trockensten Phase der Messgeschichte in den 1860er-Jahren (Haslinger et al. 2018), gestaltete sich das Niederschlagsklima im Mittel über ganz Österreich auch saisonal ohne ausgeprägte langfristige Schwankungen (Auer et al. 2007). Allerdings zeigen sich in einzelnen Regionen Österreichs unterschiedliche, teilweise sogar gegenläufige Niederschlagstrends, die vor allem im Winter zu beobachten sind: In Westösterreich (Vorarlberg, Nordtirol) nahm der Niederschlag, über den gesamten Zeit- raum seit 1858 betrachtet, um ca. 10–15 % zu, während er im Südosten Österreichs (Unterkärnten, West- und Oststei- ermark, Südburgenland) über die letzten 200 Jahre hinweg abnahm (Böhm 2006). Sonnenschein Bei der Entwicklung der Sonnenscheindauer ist seit Ende des 19. Jahrhunderts eine zweistufige Zunahme zu beobach- 2 Klimawandel – Auswirkungen mit Blick auf den Tourismus 23