Das Klima des Exkursionsraumes

1.Gailtal / Lesachtal

Im Gegensatz zum Klagenfurter Becken liegt das Lesachtal über dem kalten Talbeckenklima. Es nimmt daher im Winter eine bevorzugte Lage über der winterlichen Hochnebeldecke ein. Ein weiterer entscheidender Klimafaktor ist die Nähe zum südlichen Alpenrand, es besteht eine gute Zugänglichkeit für niederschlagsbringende Luftströmungen aus Süden durch die Öffnung des Tagliamentotales in der äußersten Gebirgskulisse, dazu kommt die vergleichsweise große Nähe zum südlichen Alpenrand.

1.1. Niederschlag

Von allen Tallandschaften Kärntens weist das Gailtal die höchsten Niederschlagsmengen, aber auch die höchste Niederschlagsdichte (mittlere Niederschlagsmenge je Regentag) auf. Daneben nimmt dieses Gebiet eine Sonderstellung innerhalb der österreichischen Alpenlandschaften ein. Es verschiebt sich dort das Maximum der Niederschläge vom Sommer in den Herbst, der niederschlagreichste Monat ist nicht mehr der Juli, sondern der Oktober, fallweise auch der November. Im Sommer geht der Niederschlagsreichtum und die Niederschlagshäufigkeit weitgehend mit den übrigen Landschaften Österreichs konform und das herbstliche Niederschlagsmaximum ist somit keinesfalls auf ein sommerliches Defizit zurückzuführen. Obwohl das Gailtal geographisch als inneralpines Tal angesehen werden muß, das vor allem im Süden von dem bedeutenden Gebirgszug der Karnischen Alpen recht gut begrenzt wird, gehört es in Bezug auf seine Niederschlagsstruktur zumindest randlich eindeutig in den Bereich der Südalpen.
Der Anteil an reinen Stauniederschlägen erhöht sich bei Annäherung an Gebirge, vor allem bei äußeren Gebirgskulissen ("primäres Staugebiet") . Wenn auch das Gailtal nicht als primäres Staugebiet angesprochen werden kann, so sind dessen Auswirkungen hier noch deutlich zu spüren, was schließlich den Ausschlag für die Niederschlagsstruktur des Gailtales gibt.

Tab. 1: Jahresgang des Niederschlages in mm für ausgewählte Orte (1961 - 1990)
Quelle: Hydrographischer Dienst in Österreich 1993

1.1.1. Niederschlagsstruktur in den einzelnen Jahreszeiten

Der Mengenüberschuß im Herbst entsteht nicht unbedingt aufgrund einer Zunahme der Niederschlagstage, sondern durch eine Zunahme der Dichte.

Tab. 2: Niederschlagsbereitschaft (Prozentanteil der Tage mit >1mm Ni) und Niederschlagsdichte (durchschnittliche, pro Ni-Tag gefallene Menge), Mittel 1948-65
Quelle: Wakonigg H., 1968 (in Mitteilungen der Österr. Geogr. Gesellschaft)

Während das Gailtal im Sommer fast nur Anteil am mitteleuropäisch-alpinen Niederschlagsgeschehen hat, erhält es in den anderen Jahreszeiten, insbesonders im Herbst und auch im Winter durch Wetterlagen mit Südstau einen zusätzlichen Betrag. Dies bedeutet, daß das Gailtal wenigsten randlich von der südalpinen Niederschlagsstruktur beherrscht wird. Zu dieser zählen hohe Niederschlagsmengen Niederschlagsdichten und auffallende Veränderlichkeit des Niederschlages bei Neigung zu extremen Ereignissen. Die Niederschlagsintensität dieser Südstaulagen ist im Herbst und im Winter durch die tiefe Lage der Kondensationshöhe und den relativ hohen Wasserdampfgehalt im Hauptstaugebiet, dem das Gailtal randlich noch angehört, ungleich größer als im Sommer. Die Seltenheit der Südstaulagen im Winter und die geringe Niederschlagswirksamkeit der gesamtalpinen Niederschlagslagen sind aber nicht in der Lage, das Winterminimum aufzufüllen.
Wie im Gailtal wird auch das Lesachtal durch Südstaulagen stark beeinflußt und daher sind die Niederschläge sehr ausgiebig. Die Jahresniederschlagshöhen, Neuschneesummen und größten Schneehöhen sind bei vergleichbarer Seehöhe im Lesachtal wesentlich größer als in anderen Gebieten Österreichs südlich des Alpenhauptkammes. Gail- und Lesachtal weisen eine Regendichte von 13 - 14mm auf, das Klagenfurter Becken nur 7mm , d.h. ein Regentag im Gailtal ist durchschnittlich doppelt so ergiebig wie im Klagenfurter Becken.

1.2. Temperatur

Trotz der großen Höhenlage - das alte Talniveau liegt zwischen 900 m im vorderen Talabschnitt und 1200 m im Bereich der Landesgrenze - ist das Lesachtal gegenüber dem Gailtal thermisch begünstigt. Zumindest sind hier die Winter milder und nebelärmer, was der Temperaturumkehr zuzuschreiben ist. Der im Winter häufig in den Niederungen des Gailtales lagernde Kaltluftsee dringt nicht über die Stufe von Wetzmann vor. Die Sommertemperaturen sind im Lesachtal wegen der Höhenlage dagegen geringer. Der Temperaturverlauf ist hier in der Höhe daher insgesamt ausgeglichener und etwas weniger stark kontinental geprägt.

Tab. 3: Temperaturwerte in °C für ausgewählte Orte (1961 - 1990)
Quelle: Hydrographischer Dienst in Österreich 1993

Die Jahresschwankung in Becken und in tieferen Lagen beträgt zwischen 20 - 24 K, worin sich eine starke Kontinentalität äußert, im Bergland hingegen beträgt die Jahresschwankung 14 - 20 K, dieses ist also maritim beeinflußt.

Tab. 4: Jahresgang der Temperatur in °C (1961-1990)
Quelle: Hydrographischer Dienst in Österreich 1993

1.3. Sonnenscheindauer

Im Frühjahr weist das Gailtal mit Villach eine Sonnenscheindauer von über 50 % auf. Der Sommer ist in ganz Kärnten bevorzugt und weist einen ähnlich hohen Wert (50-60 %) auf. Im Herbst beginnt bereits die Ungunst der tieferen Lagen, wobei das Gailtal etwas begünstigt ist (50 %). Im Winter weist das Lesachtal, aufgrund der Lage über dem kalten Talbecken eine Sonnenscheindauer von über 50 % auf, in den Beckenlagen werden hingegen nur Werte um 30-40 % erreicht.

2. Südtirol

Im westlichen Pustertal, im südlichen Wipptal und im Raum von Brixen kann man eine Doppelwelle im Jahresgang der relativen Sonnenscheindauer beobachten. Hier liegen kräftige Maxima vom Juli bis September sowie im Jänner, Februar und März. Die Ursachen für des Hauptmaximum im Spätsommer und Frühherbst liegen in der in Bezug auf den Sommer geringeren Konvektionsbewölkung. Das Nebenmaximum entsteht durch die noch fehlende Konvektion im Spätwinter und das vorherrschend stabile Hochdruckwetter. Die Minima fallen dagegen einerseits von Oktober bis Dezember mit Schwerpunkt bei diesem, andererseits in den Frühling und Frühsommer. Ersteres ist wohl durch die Lage des Gebietes unterhalb der winterlichen Hochnebeldecke zu erklären. Das Nebenminimum entsteht durch die zunehmende Konvektionsbewölkung und zyklonale Wetterlagen im Frühling und Frühsommer. Aufgrund des eben beschriebenen Jahresganges kann man dieses Gebiet zum sogenannten Berglandtyp. Dazu zählen allgemein Orte in mittlerer Höhenlage und inneralpine Tallandschaften.

Auch der Vinschgau zeigt einen fast gleichen Jahresgang mit Hauptmaximum im August und einem schwächeren Nebenmaximum im Jänner oder Februar. Die Monate von März bis Juni werden unterdurchschnittlich besonnt, wobei das Hauptminimum auf den Höhen, bedingt durch starke Konvektionsbewölkung, in den April oder Mai fällt. In der Talniederung liegt das Hauptminimum wieder im Spätherbst und Frühwinter.
Eine gewisse Sonderstellung nehmen Meran und das Passeiertal ein, wo das Hauptmaximum ähnlich wie sonst nur viel weiter im Süden bereits im Juli vorkommt, daneben aber auch Februar sowie August und September begünstigt erscheinen. Das absolute Minimum fällt dagegen auf den November und Dezember, in den Hochlagen aber wohl auf den Frühsommer, wobei es in den Niederungen sonst nur zweitrangig in Erscheinung tritt.

In den angrenzenden Dolomitentälern erfolgt mit zunehmender Höhe der Übergang zu einem Jahresgang mit Hauptmaximum im Jänner und Februar, Nebenmaximum in den Herbstmonaten (Lage über den inversionsbeeinflußten Niederungen) sowie Hauptminimum im Frühling und kleinem Nebenminimum im Dezember. Bemerkenswerterweise verbessern sich hier die Verhältnisse vom Mai angefangen von Monat zu Monat bis zum November. Dieses Gebiet zählt zum sogenannten Hochgebirgstyp des Jahresganges der Besonnung.

Der Vollständigkeit halber sei hier noch der Vorlandtyp oder Typ der Niederungen erwähnt, der sich durch einen einfachen Jahresgang der relative Sonnenscheindauer auszeichnet. Das Minimum der Besonnung fällt in den Frühwinter, bedingt durch Hochnebel und Stratusdecken. Das Maximum im Spätsommer ergibt sich durch die geringere Konvektionsbewölkung gegenüber dem Sommer.

Die aufgelisteten Werte der relativen Sonnenscheindauer in Tab. 5 wurden mit Hilfe der Beobachtung der Bewölkung geschätzt.

Der Vinschgau hat wahrscheinlich trotz der starken Abschattung durch die ihn umrahmenden Gebirgsketten schon an der Talsohle so viele Sonnenscheinstunden wie die oberitalienische Tiefebene, freilich mit einem ganz anderen, mehr ausgeglicheneren Jahresgang. Für den Sonnberg des Vinschgau wird man sogar rund 2400 Sonnenscheinstunden annehmen dürfen. Es ist nicht ausgeschlossen, daß sich hier das sonnenscheinreichste Gebiet der Alpen überhaupt befindet, wenn man vom südlichsten Teil der französischen Westalpen absieht.

Das Pustertal tritt wohl nur wenig gegenüber dem Vinschgau zurück und wahrscheinlich werden auch hier auf den sonnigen hochgelegenen Terrassen da und dort 2000 Stunden überschritten. Ebenso dürfen die Höhen um Bozen da und dort an die für den Vinschgauer Sonnberg geschätzten Werte heranreichen, hier freilich in einem etwas anderen Zusammenspiel von etwas mehr Bewölkung und einer zum Teil überraschend geringen Horizontüberhöhung. Das Etschtal um Bozen ist dem gegenüber um rund 200 Stunden benachteiligt, wozu aber auch die Luftverschmutzung beiträgt.
Passeiertal und Eisacktal (mit Ausnahme des nördlichen Teiles des Beckens von Brixen) erfahren wegen ihrer Nord-Süd-Richtung und der großen Horizontüberhöhung empfindliche Verluste, wogegen die Talweitung bei Bozen zu höheren Summen führt.

Die mittleren Monats- und Jahressummen der tatsächlichen Sonnenscheindauer der oben besprochenen Gebiete werden in Tab. 6 dargestellt. Die angegebenen Werte beziehen sich auf ein durchschnittliches Relief.

Tab. 6: Mittlere Zahl der Stunden mit Sonnenschein, nur geschätzte Werte (1931 - 1960)
Quelle: Fliri F., 1975

2.2. Temperatur

Ausschlaggebend für die thermische Kontinentalität der tiefen Südtiroler Täler ist ihre gute Abschirmung nach außen. Das gesamte inneralpine Gebiet erscheint sowohl direkt (Strahlung) als auch indirekt (Schutz gegen Kaltluftadvektion, Luftmassenumwandung im Staugebiet, Kondensationswärme) durch den Schutz der Nord- und Südalpen begünstigt. Am augenfälligsten prägt sich diese Begünstigung in der Landschaft durch die Vegetation aus. Hier ist besonders im Raum um Bozen tatsächlich ein starker mediterraner Einschlag festzustellen, der durch die hohe Wärme, insbesondere aber durch die milden Winter ermöglicht wird.

2.2.1. Jahresschwankung

Wenn man die Jahresschwankung der Lufttemperatur anhand der Differenz von Juli- und Jännernormalwert betrachtet, nimmt diese mit zunehmender Höhe sehr regelmäßig ab. Auf gleiche Höhen bezogen besteht dabei die größte Schwankung und damit die größte thermische Kontinentalität im Raume der Zentralalpen, die geringste in den Randzonen. In den Zentralalpen beträgt der Unterschied von Juli und Jänner in 500 m Höhe rund 23K gegenüber weniger als 20K an den Rändern.

2.2.2. Tagesschwankung in den einzelnen Jahreszeiten

In den Gebirgslagen läßt eine starke Beeinflussung des Klimas durch die Strahlung einen ausgeprägten Tagesgang der Lufttemperatur erwarten, d.h. also eine größere Tagesschwankung. In den Niederungen, vor allem in Becken oder Mulden, ist die aperiodische Tagesschwankung (Differenz zwischen dem mittleren täglichen Maximum und dem mittleren täglichen Minimum) groß und nimmt mit der Seehöhe ab.

Im Winter findet sich die größte Tagesschwankung mit Werten über 8K im nördlichen und zentralen inneralpinen Gebiet sowie auch in mittleren und höheren Tallagen des südlichen und inneralpinen Raumes. Der trockenen und sonnige Zentralraum weist eine große, die feuchteren und wolkenreichen Randzonen dagegen eine geringere Tagesschwankung auf. Mit der Höhe nimmt die Tagesschwankung oberhalb von 1000 m Seehöhe ziemlich gleichmäßig ab. Inneralpine Gebiete, die unter der winterlichen Hochnebeldecke liegen, weisen auch eine geringere Tagesschwankung auf, da sowohl die Einstrahlung als auch die Ausstrahlung in die freie Atmosphäre durch die Nebeldecke behindert werden.
Im Frühling nehmen die Werte überall zu, vor allem in den Niederungen und im Süden. Das Gebiet mit der größten Änderung gegenüber dem Winter, liegt in den tiefen Tälern des Zentralraumes. Die höhere Tagesschwankung ergibt sich jetzt durch die erhöhte Einstrahlung und das immer häufigere Fehlen von Hochnebel. Bei der sehr empfindlichen Herabsetzung der Tagesschwankung im südalpinen Bereich spielt wahrscheinlich das örtlich sehr ausgeprägte Frühlings-Niederschlagsmaximum die Hauptrolle, doch ist wohl auch der Feuchtetransport aus der oberitalienischen Tiefebene an der Senkung der Ausstrahlung und Anhebung der Temperaturminima beteiligt.
Im Sommer erweist sich der Zentralraum, am Tagesgang gemessen, als stark thermisch kontinental getönt.

Die Verteilung der Tagesschwankung im Herbst läßt bereits alle Anzeichen des Überganges zum Winter erkennen, wobei sich der Betrag in geringen Seehöhen stark, in der Höhe aber nur wenig verändert. Zusätzlich tritt im südalpinen Gebiet eine Verringerung der Schwankung auf, die durch das Herbstmaximum des Niederschlages und erhöhte Bewölkung erklärt werden kann.

2.3. Niederschlag

2.3.1. Jahresniederschlag

Gleich ob man von Norden oder Süden den Alpenraum von Tirol betritt, immer gelangt man durch eine niederschlagsreiche Randzone (Niederschlagsstaugebiet) in ein Gebiet, das sich vielfach auch noch in größeren Höhen als niederschlagsärmer erweist als sogar das tiefer gelegene Vorland. Ursachen für die hygrische Kontinentalität im Zentralalpengebiet sind die große Nord-Süd- Erstreckung der Alpen (ca. 240 km) bzw. die maximal möglich Entfernung von den Alpenrändern (über 110 km) und die enorme Abschirmung gegen das nördliche und südliche Alpenvorland durch hohe Berge (z.B. Ortler 3905m, Wildspitze 3774m). Die Karte des Jahresniederschlages bestätigt den Vinschgau als das niederschlagsärmste Gebiet auf der gesamten dargestellten Fläche.

2.3.2. Jahresgang

Die Verteilung der Niederschläge im Jahr spricht dafür, daß an den Rändern und in den Zentralalpen in der kälteren Jahreszeit bei überwiegend horizontaler Advektion und größeren Windgeschwindigkeiten die Stauerscheinungen die Hauptrolle spielen, während im Zentralraum von Südtirol der konvektiv bedingte vertikale Feuchtetransport der wärmeren Jahreszeit in den Vordergrund tritt.

Im Winter ergibt sich durch Überwiegen der Nordstaulagen und der tiefen Kondensationsgrenze bei Südstaulagen in den Landschaften Südtirols Schneearmut.
Es erstreckt sich ein zusammenhängendes Trockengebiet mit weniger als 100mm Niederschlag vom Obervinschgau über Meran, Bozen, das Eisacktal und den Raum von Brixen bis in das südliche Wipptal unterhalb von Sterzing und bis in das westliche Pustertal oberhalb von Bruneck.

Im Frühling erhöht sich die Zahl der Niederschlagstage in Südtirol. Der inneralpine Raum bleibt aber auch im Frühling nicht nur trockener als die Randzonen im Norden und Süden, sondern empfängt auch weniger Niederschlag als das nördliche und südliche Alpenvorland. In dieser Jahreszeit verbleiben nur noch kleine Teile des Vinschgaus mit weniger als 100 mm Niederschlag. Unter 150 mm bleiben das Eisacktal, der Raum von Brixen und große Gebiete des Vinschgau. Diese immer noch sehr geringen Niederschlagsmengen bringen große Nachteile für die Landwirtschaft mit sich. Man ist hier gezwungen, aufgrund der nun beginnenden Vegetationsperiode, Bewässerungswirtschaft zu betreiben.

Der Sommer bringt eine gewisse Abschwächung des Gegensatzes von Alpenvorland und nördlichem Gebirgsrand einer- und inneralpinem Gebiet andererseits. Die Ursache liegt in der allgemeine Hebung der Kondensationsgrenze und der Dominanz konvektiven Niederschlagsgeschehens über das advektive, so daß es in den Zentralalpen zu mehr Niederschlag kommt als im Winter. Das Gebiet mit den geringsten Niederschlägen bleibt aber der Vinschgau, der zum Teil weniger als 200 mm erhält.

Im Herbst bleiben Teile des Vinschgau bereits wieder unter 150 mm. Noch unter 200 mm Niederschlag fallen im mittleren Pustertal, im Wipptal unterhalb von Sterzing, im Raum von Brixen und im Eisacktal bis oberhalb von Bozen

Als lokale Besonderheit soll an dieser Stelle noch eine sogenannte "Niederschlagsstraße" angesprochen werden, hier auch als "Judikarienstörung" bezeichnet, benannt nach der Landschaft Judikarien, südlich des Gardasees, wo diese Erscheinung ihren Ausgang nimmt und durch das Etschtal bis in den Raum Meran, Passeiertal und sogar ins oberste Ötztal reicht. Verstärkt wird diese Erscheinung vor allem durch die Wetterlage Tief im Südwesten, die sich durch etwas schwächeren Stau im Süden und merkliches Übergreifen nach Norden auszeichnet.

Wenn man die jahreszeitliche Verteilung des Niederschlages in Tirol betrachtet, kann man für einzelne Landschaften verschiedene Typen beschreiben.
Fast überall ist der Sommer die niederschlagsreichste Jahreszeit, nur in den Südalpen tritt der Herbst an die erste Stelle. Die ungefähre Grenze zwischen Herbst- und Sommermaximum verläuft etwa vom Tonalepaß im Westen, über Mendel und Salurn bis nordöstlich Trient, von hier den Fassaner Alpen und der San Martino Gruppe folgend nach Nordosten, quert etwa bei Perarolo das Piavetal und zieht dann gegen die Karnischen Alpen. Südlich dieser Linie ist zunächst noch der Sommer die nächst niederschlagsreichste Zeit (Bsp.: Trient), etwa vom Gebirgsrand ab aber der Frühling. Erst hier ist der typisch nordmediterrane Gang der Niederschläge mit Maxima in Frühling und Herbst, Minima in Sommer und Winter gut ausgeprägt. (Bsp.: Padua)

Das nördlich der bezeichneten Linie gelegene Gebiet mit Sommermaximum, das nicht nur das ganze inneralpine Tirol, sondern auch die Nordalpen und das nördliche Alpenvorland umfaßt, weist folgende Reihung von niederschlagsreichster zu niederschlagsärmster Jahreszeit auf: Sommer - Herbst - Frühling - Winter. (Bsp.: Schlanders).

Außerhalb dieses zentralen Gebietes schließen sich im Norden und Nordosten Gebiete an, in denen zwar ebenfalls der Sommer am niederschlagsreichsten und der Winter am niederschlagsärmsten bleibt, im übrigen aber der Herbst an Niederschlag hinter dem Frühling zurücksteht (Bsp.: Kufstein). Dieser Typ reicht im Nordwesten nur bis an den Alpenrand, östlich des Zillertales aber bis an die Zentralalpen selber heran.

Zum Unterschied davon ist im Oberinntal aufwärts von Telfs und über Landeck bis ins Engadin der Frühling die niederschlagsärmste Jahreszeit. (Bsp.: Schuls)

Tab. 7: Durchschnittliche Summen des Niederschlages in mm in den Jahreszeiten und im Jahr (1931 - 1960)
Quelle: Fliri F., 1974

3. Die "Eislöcher von Eppan"

Sie befinden sich innerhalb einer Mulde des postglazialen, etwa 0,5 km² großen, aus Bozener Quarzpophyr bestehenden Bergsturzgebietes der "Eppaner Gand" am Ostfuß des 985 m hohen Gandberges in rund 570 m Höhe. Ihr Vorkommen ist an eine funktionierende Luftzirkulation innerhalb der Bergsturzmasse gebunden, deren Richtungsweise sich im Jahresablauf umkehrt.

Im Winter wird Kaltluft in die unteren Öffnungen eingesaugt und entzieht der Blockhalde durch Erwärmung (Differenz der fühlbaren Wärme) und Verdunstung (latente Wärmer) Energie. Das führt zur Abkühlung wenigsten der unteren Teile der Blockhalde bis unter den Gefrierpunkt während der frühjährlichen Schneeschmelze kommt es durch Sickerwässer im Inneren und an den unteren Öffnungen zur Eisbildung. Da aber beim Gefrieren der Sickerwässer latente Wärme frei wird, bewirkt dieser Vorgang eine rasche Erwärmung bis zum Schmelzpunkt. Mit dem Erreichen des Nullpunktes endet auch der Eiszuwachs.

Im Sommer kommt es an der oberen Öffnung zum Einströmen von wärmerer Umgebungsluft. Diese kühlt aus und sinkt ab. Die abgekühlte Luft strömt dann aus den unteren Öffnungen. Die auffallende Kälte dieser ausströmenden Luft ist die Folge ihrer Abkühlung am im Winter ausgekühlten Blockwerk bzw. des Verbrauchs von latenter Wärme bei der Schmelzung des Eises.

Tab. 8: Stichprobenmessungen an ausgewählten, besonders kalten Messpunkten der Eppaner Eislöcher, Temperaturwerte in °C

4. Engadin

Das Engadin nimmt in klimatologischer Hinsicht eine gewisse Sonderstellung ein. Diese ist in erster Linie bedingt durch seine Natur als Längstal mit südwest - nordöstlicher Richtung. Dazu kommt, daß es nicht durch einen Talschluß begrenzt ist, sondern an seinem oberen Ende, dem sogenannten Malojapaß, direkt zu dem tief eingeschnittenen Bergell abbricht. Weiters ist, wenigstens im Oberengadin sein ausgesprochener Charakter als Hochtal zu berücksichtigen. Diesen Charakter als Hochtal mit breitem Talgrund, auf dem die Dörfer liegen, hat das Oberengadin bis unterhalb Scanfs (1650m). Im Unterengadin schneidet sich der Inn in tiefe Schluchten ein. Die Dörfer liegen daher dort zum Großteil nicht auf dem Grund der schmalen Talsohle, sondern hoch über dem Fluß auf den sonnigen Terrassen des linksseitigen Talhanges.

4.1. Temperatur

Die Stationen des Engadin weisen von allen schweizerischen Stationen die relativ tiefsten Wintertemperaturen auf; die Abgeschlossenheit gegen die erwärmenden ozeanischen Luftströmungen bedingt ein heiteres und ruhiges Winterklima. Diese beiden Faktoren, Luftruhe und große Klarheit des Himmels, begünstigen die Entstehung tiefer Kältegrade in dem hochgelegenen Tal. So sinkt in dem zwischen Silser- und Silserplanersee gelegenen Sils-Maria (1810 m) das Januarmittel auf -8,1°C, in dem auf der zweiten Talstufe mit noch breiterem Talboden, dem die Seen fehlen, gelegenen Bever (1713 m) sogar auf -9,9°C. Auch das untere Engadin hat sehr tiefe Wintertemperaturen: Schuls (1243 m) hat ein Januarmittel von -6,0 °C. Auffallend hoch sind die Wintertemperaturen der höchsten Engadiner Station St. Moritz (1835m), Januarmittel -6,0°C. Ursachen dafür, sind die etwas erhöhte Lage des Ortes über dem kalten Talboden und seine Südexponiertheit.

Tab. 9: Monats- und Jahresmittel der Temperatur in °C (1864 - 1900)
Quelle: Maurer J., Billewiller R., Heß C., 1909

Im Sommer erwärmt sich das Engadin mit seiner breiten Talsohle stark; die Julimittel liegen im Oberengadin um 11,5°C. Es ergibt sich somit eine sehr große Jahresschwankung der Temperatur; am größten in Bever, wo sie 21,7 K erreicht. Am kühlsten erscheint im Sommer das im Nebental gelegene Pontresina (Juli 10,7°C). Zernez erreicht im Juli bereits ein Mittel von 13,5°C und das Unterengadin bereits 15,5°C. Die Jahresschwankung steigt hier wieder auf 21,5 K an.

Bever hat die Eigentümlichkeit, nicht im Sommer (Juli) die maximale Tagestemperaturschwankung aufzuweisen, sondern im Februar.
Sils hat in sieben von zehn Wintern ein Temperaturminimum von -20°C und darunter, Schuls in einem von vier Jahren, Bever dagegen jedes Jahr.
Die Temperaturverhältnisse des Engadin lassen sich also dahin gehend zusammenfassen, daß nach einem langen und strengen Winter die Temperaturen rasch ansteigen und im Sommer mit Berücksichtigung der Höhenlage recht hohe Werte erreichen. Zu Anfang Mai erst wird im Oberengadin die Talsohle völlig schneefrei.

Tab. 10: Anzahl der Frosttage (Tage an denen die Temperatur unter 0°C sinkt) in den Monaten und im Jahr (1881 - 1900)
Quelle: Maurer J., Billewiller R., Heß C., 1909

4.2. Bewölkung und tatsächliche Sonnenscheindauer

Die Jahresperiode der Bewölkung zeigt ein Hauptmaximum im Mai/Juni, ein weiteres weniger ausgesprochenes, im September/Oktober, die kleinste Bewölkung hat der Winter (Minimum im Januar). Das Maximum der mittleren tatsächlichen Sonnenscheindauer liegt in St. Moritz im Juli bei 229 Stunden. Das Minimum wird, in St. Moritz mit 84 Stunden im Dezember erreicht, d.h. das Oberengadin hat einen relativ freien Horizont. Somit zeigt sich auch hier im Jahresgang der Sonnenscheindauer der Berglandtyp. Im Gesamtjahr erreicht St. Moritz eine Anzahl von 1854 Sonnenscheinstunden.

Das Engadin besitzt wie der Vinschgau eine zentralalpine Lage und eine beträchtliche Abschirmung in alle Richtungen, zusätzlich ist das obere Inntal durch eine scharfe Knickung bei Martinsbruck vom unteren, österreichischen Teil abgeschlossen, oberhalb dieser Knickung, wo dem vom unteren Talende eindringende Regen der Zutritt verwehrt wird, ist die Regenmenge die minimalste im ganzen Tal; im Oberengadin nimmt sie wieder zu, da diese auch vom oberen Ende Regen über den Malojapaß erhält.

Tab. 11: Monatliche Niederschlagsmengen in mm (1881 - 1900)
Quelle: Maurer J., Billewiller R., Heß C., 1909

Während das tirolerische Oberinntal als Beispiel einer relativ trockenen, in den Niederschlagsverhältnissen aber vorwiegend von Norden, Nordwesten und Westen her bestimmten Landschaft gelten kann, finden wir im Engadin ein Übergangsgebiet zum südalpinen Typ. Mit zunehmender Entfernung von der Malojaschwelle tritt ein Zurücktreten der Frühjahrs- und Herbstniederschläge auf; dafür treten die Sommerniederschläge im Unterengadin mehr hervor. Im Gegensatz zu den übrigen Jahreszeiten bringt der Herbst und der Frühling, aufgrund der dort vermehrt auftretenden Wetterlagen SW, S, TB und TSW, dem Engadin als besonderes Zeichen südalpinen Klimaanteils zusätzliche Niederschlagsmengen. Im Sommer treten vermehrt die Wetterlagen Vb, TK, TR und NW auf, aufgrund dieser die Niederschläge vom nördlichen Alpenrand durch das Montafon in das Untere Engadin gelangen.

Der Jahresgang des Niederschlages zeigt für das Engadin ein starkes Minimum im Februar und ein Maximum in Sils in den Monaten Juli/September und in Bever im Juli. Die häufigsten Niederschlagstage hat überall der Juli, die wenigsten der Februar und nur in Schuls der März. Das niederschlagsarme Frühjahr im Oberengadin ist durch seine Lage zu den beherrschenden Luftdruckzentren erklärbar. In dieser Jahreszeit bewirken nämlich blockierende Hochdruckgebiete über den Britischen Inseln häufig eine Nordströmung, wodurch das westliche Engadin, welches eine stärkere Abschirmung gegen Norden aufweist, weniger Niederschlag erhält als das östliche Engadin.

4.4. Der Malojawind

Das Engadiner Hochtal ist zwar inmitten der Alpen gelegen, doch stellt sich seine obere Talschwelle, von keinem abschließenden Bergkranz geschützt, verhältnismäßig abrupt den über den Südfuß der Alpen wehenden Winden entgegen.
Laut der früheren Definition ist der Malojawind lediglich der unbeeinflußte übergreifende Talaufwind des Bergells. Der aus dem wärmeren Bergell wehende Wind unterdrücke den kälteren Wind im Engadiner Hochtal und schiebe ihn nach NE zurück.
Aufgrund der adiabatischen Abkühlung des über den Malojapaß aufsteigenden Windes aus dem Bergell hat sich diese Erklärung für den im Engadin talabwärts wehenden Malojawindes als nicht richtig erwiesen. Heute weiß man, daß der Malojawind kein Lokalwind ist, sondern aufgrund großräumiger Druckunterschiede bei vorherrschendem Schönwetter auftritt. Er steht in engerem Zusammenhang mit dem in der Höhe herrschenden Gradientwind.

5. Tiroler Inntal und Ötztal

Tab. 12: Durchschnittliche relative Sonnenscheindauer in Prozenten (1931 - 1960)
Quelle: Fliri F., 1975

Im Winter ist der Gebirgsraum von Tirol, hauptsächlich dessen Südteil, ausgesprochen begünstigt gegenüber dem Alpenvorland im Norden und Süden. In den Vorlandniederungen beschränkt nämlich zusätzlich zu der bei tiefdruckbedingtem Schlechtwetter allgemein verstärkten Bewölkung auch die in Verbindung mit Hochdruckwetter besonders häufig entstehenden Hochnebeldecken den Sonnenschein. In Nordtirol ist das Oberinntal mit 40-45 % Besonnung gegenüber dem Unterinntal begünstigt. Gegen den Alpenhauptkamm hin steigen die Werte jedoch allgemein auf rund 50 % an und in ähnlichen Größen ist auch Osttirol besonnt.

Im Frühling nehmen die Werte leicht ab. Die Ursache dafür liegt in der intensivierten Vertikalzirkulation, die auch bei Hochdruckwetter im Hochgebirge wolkenbildend wirkt. Sehr günstig liegen im Bereich des Alpenhauptkammes die Ötztaler Alpen mit 50-55 %, welches auf die, im Bezug auf den Sommer noch geringere Luftfeuchtigkeit und somit verminderte Wolkenbildung zurückzuführen ist.

Im Sommer hält die vom Winter in den Frühling vermerkte Änderung weiterhin an. Jedoch erreichen die Ötztaler Alpen nur mehr 45-50 %, im oberen Inntal hingegen steigt die Besonnung auf 50-55 %.

Der Herbst ähnelt in der Besonnung mehr dem Winter als dem Frühling. Die Ötztaler Alpen erreichen ca. 55 % relative Sonnenscheindauer.

Im mittleren Inntal weist der Jahresgang gerade noch eine Doppelwelle auf, wobei das Hauptmaximum eindeutig im September, das Nebenmaximum noch im März, das Hauptminimum von November bis Jänner und ein schwaches Nebenminimum im April auftritt. Gegen das Oberinntal hin und in den Ötztaler Alpen tritt eine Änderung insofern auf, als zwar der April noch über, der Oktober aber mehrfach unter dem Durchschnitt liegt. In Osttirol ist eine Doppelwelle im Jahresgang anzutreffen, indem das Hauptmaximum im Spätsommer und September, das Nebenmaximum im März liegt. Dieser Jahresgang beschreibt den Berglandtyp der Besonnung.

5.2. Temperatur

Tab. 13: Die Lufttemperatur in °C von ausgewählten Stationen (1931 - 1960)
Quelle: Fliri F., 1975

Am nördlichen Alpenrand kommt Frost im Mittel an 120 bis 140 Tagen vor. Inntalaufwärts sinkt die Häufigkeit leicht ab, wobei örtlich große Unterschiede auftreten. Am wenigsten Frosttage weist Innsbruck mit rund 110 und Landeck mit rund 120 auf. Etwas mehr kommen im Raum Ötztal-Imst sowie im Zillertal vor.
Am nördlichen Alpenrand kommen rund 90 bis 100 Frostwechseltage vor. Inntalaufwärts ist kein eindeutige Veränderung zu erkennen. Innsbruck erreicht nur wenig über 80 Tage, das Oberinntal dagegen 110 bis 120, wobei Landeck mit 90 Tagen erheblich tiefer liegt. In den Nebentälern steigen die Werte gegen die Höhenzone maximaler Häufigkeit hin noch etwas an, so daß auf 2000 m Seehöhe noch rund 120 Tage erscheinen. In Osttirol finden sich auch in den Talniederungen bereits 140 Tage.
Innsbruck erreicht 56 Sommertage und gegen das Oberinntal sinken die Werte etwas ab, bleiben aber bis Landeck auf über 40 Tagen. Lienz weist gleich viele Sommertage wie Innsbruck auf.

5.3. Niederschlag

5.3.1. Jahresgang

Vom nördlichen Gebirgsrand bis zum oberen Inntal nimmt der Niederschlag im Winter um 59 %, im Frühling um 66 %, im Sommer um 52 % und im Herbst um 50 % d.h. im Gesamtjahr um 56 % ab. Auch das Engadin bleibt in allen Jahreszeiten niederschlagsärmer als der oberbayrische Alpensaum, obwohl dieser um 1000 m tiefer liegt.

Tab. 14: Durchschnittliche monatliche Niederschlagssummen in mm (1931 - 1960)
Quelle: Fliri F., 1975

Im Winter bleibt der Niederschlag im Oberinntal und im größten Teil von Osttirol noch unter der 150 mm.

Im Frühling erreicht das ganze Oberinntal und das Engadin die 150 mm Niederschlagsmarke.

Im Sommer erreicht die 300 mm Marke das Oberinntal zwischen Telfs und Imst mit den Talausgängen von Ötz- und Pitztal, sowie das Inntal oberhalb von Landeck und dem Unterengadin.

Im Herbst hat das ganze Oberinntal samt unterem Engadin, aber auch das mittlere Inntal um Innsbruck weniger als 200 mm Niederschlag. Kleinere Gebiete im Ötztal bleiben sogar unter der 150-mm-Grenze.

Die so eben beschriebene jahreszeitliche Verteilung des Niederschlages weist einen inneralpin - kontinentalen Typ auf. Bei diesem ergibt sich die Reihung von der niederschlagsreichsten zur niederschlagsärmsten Jahreszeit wie folgt: Sommer - Herbst - Winter - Frühling.
Im Jahresniederschlag bleibt das Unterengadin und das Ötztal unter der 700-mm-Grenze, das Oberinntal von oberhalb Innsbruck bis in das Engadin um Zernez erreicht hingegen die 800-mm-Grenze.

5.3.2. Niederschlagshäufigkeit

Im mittleren Inntal beträgt die Zahl der Niederschlagstage im Winter 20 bis 25, im Frühling 25 bis 30, im Sommer rund 40 und im Herbst 25, wobei wieder die Sonderstellung des inneralpinen Raumes hervortritt.
Im oberen und mittleren Inntal herrscht ein doppelter im Gang der mittleren Jahresniederschlagsmenge mit einem Hauptmaximum im Juli, einem Nebenmaximum im Jänner, einem Hauptminimum im April und einem Nebenminimum im Dezember (in der Periode 1931-1960). In den südlichen Nebentälern des Inntals ist der Sommer die niederschlagsärmste Jahreszeit, jedoch im Osten noch mehr als im Westen.
Mehr als 50 % Häufigkeit der Winter - Niederschlagsarmut hat das mittlere Inntal um Innsbruck, im Oberinntal liegt der Wert aber viel niedriger. Als Konkurrent des Winters tritt im Oberinntal der Frühling auf. Oberhalb von Innsbruck, im Oberinntal, ist in mehr als 30 % aller Jahre, und um Landeck in mehr als 40 % aller Jahre der Frühling oft am niederschlagsärmsten.

5.3.3. Schneedecke

Am 31. Oktober ist im Durchschnitt in Längenfeld im Ötztal (1179 m) öfter als in jedem dritten Jahre und in Innsbruck in jedem zehnten Jahr mit einer Schneedecke zu rechnen. Im Oberinntal bleibt die mittlere Häufigkeit einer Schneedecke von mindestens 1 cm (in der Periode von 1930/31 bis 1959/60) am 20. November meist um 30 %, am 20. Dezember ist die Schneehäufigkeit größer als 70 % und am 20. Jänner liegt die Häufigkeit in Innsbruck um 80 % und sie bleibt auch im Oberinntal und bis im Engadin in derselben Größe, ebenso ist die Schneehäufigkeit in Osttirol sehr hoch, sie liegt um 90 %.

6. Literatur

Fliri, F., 1962: Wetterlagenkunde von Tirol (= Tiroler Wirtschaftsstudien. Nr. 13), Innsbruck.
Fliri, F., 1965: Die Niederschläge in Tirol und in angrenzenden Gebieten im Zeitraum 1931 - 1960, Wetter und Leben. Sonderheft.
Fliri, F., 1974: Niederschlag und Lufttemperatur im Alpenraum. Wissenschaftliche Alpenvereinshefte, Heft 24.Innsbruck
Fliri, F., 1975: Das Klima der Alpen im Raume von Tirol. Monographien zur Landeskunde Tirols I, Innsbruck - München.
Hydrographischer Dienst in Österreich, 1993: Die Niederschläge; die Schneeverhältnisse, Luft- und Wassertemperaturen in Österreich im Zeitraum 1981-1990. Beiträge z. Hydrogr. Österr., Wien.
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Kubat, O., 1972: Die Niederschlagsverteilung in den Alpen mit besonderer Berücksichtigung der jahreszeitlichen Verteilung. Veröff. der Uni. Innsbruck.
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Paschinger, H., 1976: Kärnten. Eine geographische Landeskunde. Erster Teil, Klagenfurt.
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Wakonigg, H.: Kärnten ist anders. Anmerkungen zu den klimatischen Besonderheiten zu dem südlichsten Bundeslandes. Unveröff. Manuskript., Graz.
Steinhäußer, H., 1952: Die Naturgewalten des Lesachtal, Carinthia II, Jahrgang 1962.
Troschl, H., 1980: Klimatographischer Abriss von Kärnten. Schriftenreihe für Raumforschung und Raumplanung. Band 21, Klagenfurt