Lothar Zimmermann und Stefan Raspe
Klimawandel in Bayern – LWF aktuell 117

Dass die Klimaerwärmung nicht nur ein globales Phänomen ist, sondern uns ganz konkret auch in Bayern betrifft, zeigen deutlich die ansteigenden Trends der Lufttemperatur in den langen Zeitreihen von Klimastationen in ganz Süddeutschland (KLIWA 2016). Aktuell liegt die absolute Temperaturerhöhung aus den Daten des Deutschen Wetterdienstes (DWD) flächen- repräsentativ für Bayern für den Zeitraum von 1881 bis 2017 bei +1,5 Grad. Schon in kürzeren Zeitreihen (1931–2015) zeigte sich dieser Erwärmungstrend (KLIWA 2016), so auch in den retrospektiv verlängerten Zeitreihen der Waldklimastationen.

Die Erwärmung ist in Bayern im hydrologischen Winterhalbjahr (November– April) stärker ausgeprägt (1,6° in 136 Jahren) als im Sommerhalbjahr (1,4° in 137 Jahren). In den letzten 15 Jahren zeigt sich allerdings, dass die Zunahme der Erwärmung im Vergleich zur klimatologischen Referenzperiode 1961–90 im Sommerhalbjahr vergleichbar hoch wie im Winterhalbjahr ist.

Wenn es wärmer wird, kann nach der Magnus- Formel – einer Näherungsgleichung zur Berechnung des Sättigungsdampfdrucks in der Luft – auch mehr Wasserdampf in der Atmosphäre aufgenommen werden. Kühlt die Luft dann wieder ab, kondensiert das Wasser und wird als Niederschlag abgeregnet. Man kann sich also die Wirkung der Klimaerwärmung allgemein als Beschleunigung des Wasserkreislaufs vorstellen.

Welche Erkenntnisse haben wir zur Entwicklung der Niederschläge in Bayern? Kommt es zu einer saisonalen Umverteilung zwischen Sommer und Winter? Ein Problem bei den Niederschlägen ist, dass ihre räumliche und zeitliche Variabilität deutlich höher ist als die der Lufttemperatur. Daher sollten längere Zeitreihen (>50 Jahre) betrachtet werden, um Änderungen detektieren zu können. Generell sind die Aussagen zur Entwicklung des Niederschlags nicht so sicher und eindeutig wie beim Erwärmungstrend.

Insgesamt zeichnet sich jedoch ein zunehmender Trend der Jahresniederschläge in Bayern ab. Aus der Zeitreihe von 1881 bis 2017 der Rasterdaten des DWD ergibt sich ein zunehmender Trend von 10,3 % bei der Jahressumme des Gebietsniederschlags in Bayern, wobei wegen der höheren Variabilität nicht die Signifikanzhöhe wie bei der Lufttemperatur erreicht wird. Auch für ganz Deutschland nimmt der Jahresniederschlag vergleichbar zu (Kaspar et al. 2017). Wichtig ist dabei, dass die Niederschläge vor allem im Winter zunehmen, während sie im Sommer praktisch unverändert bleiben. In Bayern nehmen die Winterniederschläge in der Periode von 1881 bis 2017 um 25 % (bezogen auf das Mittel 1961–90) zu. Im Sommer ist dagegen nur eine Zunahme um 0,3 % festzustellen.

Vergleichbare Befunde existieren auch für andere Bezugszeiträume im Jahr wie beispielsweise für das hydrologische Winterhalbjahr, für das sich eine Zunahme der Niederschläge von 22 % im Zeitraum von 1881 bis 2017 ergibt. Im hydrologische Sommerhalbjahr (Mai bis Oktober) sind die Niederschläge lediglich um 1,5 % mehr geworden sind. Untersuchungen für größere Flusseinzugsgebiete in Süddeutschland mit aggregierten Gebietsmitteln für eine kürzere Zeitreihe (1931–2015) zeigen ein vergleichbares saisonales Muster: Zunahmen im Winterhalbjahr sowie kaum eine Änderung im Sommerhalbjahr (KLIWA 2016).

Viele der retrospektiv verlängerten Zeitreihen der Waldklimastationen bestätigen dieses Verhalten. Im Sommerhalbjahr kann es aber selbst bei wenig Änderung in der Niederschlagssumme durch einen veränderten Energiehaushalt zu einer Erhöhung der Verdunstung und somit zu einem steigenden Wasserbedarf der Pflanzen kommen.

Neben dem Niederschlag ist die Verdunstung die zweite wichtige Größe im Wasserhaushalt. Sie macht in der Wasserbilanz Deutschlands etwa 62 % des Niederschlags aus (Klämt 2008). Die Verdunstung verknüpft den Wasser- und Energiehaushalt der Erdoberfläche miteinander, da beim Übergang vom flüssigen zum gasförmigen Aggregatzustand Energie als Verdampfungswärme verbraucht wird und so zur Kühlung beispielsweise auch der Blatt- oder Nadeloberflächen beiträgt.

Wenn der Wasserdampf dann wieder zu Regentröpfchen oder zu Eiskristallen kondensiert bzw. sublimiert, wird diese Energie wieder frei. Dieser unsichtbare Wärmetransport wird als latenter Wärmestrom bezeichnet und ist gleichbedeutend mit dem Massenstrom der Verdunstung. Der latente Wärmestrom und mit ihm auch die Verdunstung werden wesentlich dadurch bestimmt, wie viel solare Strahlung auf der Austauschoberfläche umgesetzt wird, sei es nun ein Acker, ein kurzgeschnittener Rasen oder das Kronendach eines Waldes.

Die solare Einstrahlung wird meist über ihren kurzwelligen Anteil – die Globalstrahlung – beschrieben. Bevor es moderne Strahlungsmesser gab, die die Globalstrahlung unter einer Glashalbkugel direkt messen, wurde aufgezeichnet, wie lange direkte Sonneneinstrahlung an einem Standort herrschte. Diese Messzeitreihen der Sonnenscheindauer reichen deutlich weiter in die Vergangenheit zurück, so dass man an ihnen auch mit Trendanalysen testen kann, ob eine Veränderung vorliegt.

Die Sonnenscheindauer kann direkt in die Globalstrahlung umgerechnet werden. Ob nun die Sonneneinstrahlung in Bayern zu- oder abgenommen hat, ist zur Zeit nicht mit Sicherheit zu beantworten. Zum einen zeigen Untersuchungen des DWD zum Langzeitverhalten der Globalstrahlung bzw. der Sonnenscheindauer für Süddeutschland im Projekt KLIWA an Stationszeitreihen zwischen 1951 und 2000 signifikant negative Trends der jährlichen Sonnenscheindauer (Klämt 2008). Andererseits ergeben eigene Auswertungen aktuell für Bayern flächendeckend vorliegender Werte des DWD für die Sonnenscheindauer eine geringe relative Zunahme von +3 % im Zeitraum 1951 bis 2017, die allerdings nicht signifikant ist (Abbildung 3).

Gerade solche Befunde zeigen, wie wichtig es im ablaufenden Klimawandel ist, möglichst aktuelle Datengrundlagen für die Trendanalyse zur Verfügung zu haben, um Veränderungen registrieren zu können, die sich aus dem Rauschen der klimatischen Variabilität herausheben. Aus den negativen Trends der solaren Strahlung wurde für die Zeitreihe 1931– 1997 für Süddeutschland noch ein Rückgang der potenziellen Verdunstung berechnet (Klämt 2008).

Unter potenzieller Verdunstung versteht man die maximal mögliche Verdunstung, die sich nur aus dem Verdunstungsanspruch der Atmosphäre errechnet, ohne zu berücksichtigen, wieviel Wasser bei welcher Rauigkeit der Oberfläche und dadurch bei Wind mit welcher Turbulenz in die Atmosphäre aufgenommen werden kann. Dieser etwas überraschende Befund wurde mit längeren Zeitreihen (1891–2006) von einigen wenigen Stationen jedoch widerlegt, hier fanden sich langfristig signifikante Zunahmen der potenziellen Verdunstung (Klämt 2008).

Aufgrund dieser sehr unterschiedlichen Befunde interessierte uns, welche Änderungen der Verdunstung und ihrer Komponenten wir an den Waldklimastationen sehen können. Hat die Klimaänderung auch schon erkennbare Auswirkungen auf die Wasserversorgung der Wälder in Bayern? Um diese Frage zu beantworten, haben wir den Wasserhaushalt für die Waldklimastationen mit dem Modell LWF-BROOK90 (Hammel & Kennel 2004) modelliert. Da Klimawirkungen nur in langen Zeitreihen zu verstehen sind, haben wir dazu die meteorologischen Messreihen der Waldklimastationen durch Regressionen mit Zeitreihen von nahegelegenen Stationen des Deutschen Wetterdienstes bis in die 1960er Jahre hinein verlängert und so die Verdunstung und damit auch die Wasserversorgung der Bäume berechnet.

Als erstes schauen wir uns die Transpiration über die Blätter der Bäume an. Dabei unterscheidet man zwischen der aktuellen Transpiration und der potenziellen Transpiration. Während die aktuelle Transpiration die Wassermenge bezeichnet, die die Bäume tatsächlich verdunsten, gibt die potenzielle Transpiration an, wieviel die Bäume hätten verdunsten müssen, um den atmosphärischen Verdunstungsanspruch zu erfüllen. Beispielhaft werden hier zwei Buchen- sowie zwei Eichenstandorte in Nord- und Südbayern vorgestellt. Potenzielle wie auch die tatsächliche Transpiration zeigen einen deutlich zunehmenden Trend in der Zeitreihe 1961–2017 (Beispiel Buche, WKS Ebrach; Abbildung 4).

Dies ist nicht nur in Ebrach, sondern an allen der vier untersuchten Laubwald-Waldklimastationen der Fall. Bei der tatsächlichen Transpiration ist dieser positive Trend auch in allen vier untersuchten Waldklimastationen signifikant (Abbildung 5). In Jahren mit Trockensommern wie 2003 und 2015, aber auch 1976 und 1983, wird Trockenstress im Sommer durch die gegenüber der aktuellen Transpiration höheren potenziellen Transpiration deutlich. Die Differenz zwischen potenzieller und tatsächlicher Transpiration ist auch ein Maß für den Trockenstress und wird beispielweise im digitalen forstlichen Standortsinformationssystem BaSIS zur Charakterisierung des Wasserhaushalts verwendet.

Die passive Interzeptionsverdunstung, also die Evaporation von den benetzten Blatt- und Stammoberflächen, wie auch die Bodenevaporation nehmen tendenziell dagegen überall ab (Abbildung 5). Bei der Interzeption, die auch stark von der Art der Niederschläge bestimmt wird, könnte dies durch eine Verschiebung hin zu intensiveren Niederschlagsereignissen mit prozentual niedriger Interzeption verursacht sein. Die Gesamtverdunstung weist je nach Verhältnis der Trends ihrer Teilkomponenten (Transpiration, Interzeption und Bodenevaporation) sowohl zunehmende wie auch abnehmende Trends auf (Abbildung 5). Insgesamt zeigt aber die überall zunehmende Transpiration bei mehr oder weniger gleichbleibender Niederschlagsmenge während der Vegetationszeit (siehe oben) ein zunehmendes Trockenstressrisiko an allen untersuchten Laubwaldstandorten an.

Dies zeigt sich auch an einer Zunahme der Trockenstresstage an den Waldklimastationen. Tage, an denen der pflanzenverfügbare Wasservorrat im Boden weniger als 40 % der nutzbaren Feldkapazität beträgt, werden als Trockenstresstage bezeichnet. Da in der Klimatologie eine Periode von mindestens 30 Jahren zur Charakterisierung des Klimas herangezogen wird, haben wir zusätzlich das gleitende dreißigjährige Mittel der Anzahl der Trockenstresstage für den Zeitraum von 1961 bis heute für jede Waldklimastation berechnet.

Die mittlere Anzahl der Tage mit einer eingeschränkten Wasserversorgung der Wälder hat im Zeitraum von 1961 bis 2017 erkennbar zugenommen (Abbildung 5). Die durchschnittliche Anzahl der Trockenstresstage stieg seit 1990 bis heute um 1,9 Tage an. Nordbayern ist davon stärker betroffen als Südbayern (Abbildung 6). An den Waldklimastationen nördlich der Donau lag der Anstieg bei 2,7, südlich davon bei 1,1 Tagen.

Die relativ geringe Anzahl der mittleren Trockenstresstage über alle Waldklimastationen hinweg darf nicht darüber hinwegtäuschen, dass an trockeneren Standorten und in Extremjahren wesentlich häufiger Trockenstress vorkommt. So müssen beispielsweise die Kiefern an der Waldklimastation Altdorf im Nürnberger Reichswald im Mittel an über 80 Tagen im Jahr mit einer eingeschränkten Wasserversorgung leben. Hier nahm in dem 27-jährigen Untersuchungszeitraum die Anzahl der Trockenstresstage auch besonders stark um fast neun Tage zu.

Dagegen kommt in den Alpen oder Mittelgebirgen normalerweise kein oder nur sehr selten Trockenstress vor. In Jahren mit extrem wenig Niederschlag während der Vegetationszeit und hohen Temperaturen nimmt die Anzahl an Trockenstresstagen allgemein zu. Besonders deutlich wird das an den Extremjahren 2003 mit im Mittel mehr als 66 Tagen, 2015 mit rund 60 Tagen und 1976 mit knapp 47 Tagen. Das bedeutet, dass in Extremjahren im Mittel aller Waldklimastationen die Bäume für eineinhalb bis über zwei Monate unter Trockenstress stehen können.