Klimawandel und Veränderungen an der alpinen Waldgrenze - aktuelle Entwicklungen im Vergleich zur Nacheiszeit

Article (PDF Available) · January 2006with 704 Reads
Cite this publication
Die alpine Waldgrenze ist eine klima-sensitive Grenz-
zone. Mittel- und langfristige Temperaturzunahmen
während der Vegetationszeit sollten demnach zu einem
Anstieg der Waldgrenze bzw. einer Verdichtung des
Bestandes im Grenzbereich, kontinuierliche Temperatur-
rückgänge hingegen zur Auflichtung der Waldgrenz-
wälder und zu einem Absinken der Baumgrenze führen.
Wie reagieren Waldgrenzbestände und wie
rasch?
Inwieweit reagieren nun die Waldgrenzbestände auf die
veränderten klimatischen Bedingungen und wie schnell
geht das? Zu dieser Frage führten wir detaillierte Unter-
suchungen unter Anwendung der Jahrringanalyse (Den-
drochronologie) im Bereich der Tiroler Zentralalpen, im
Kauner- und Schnalstal, durch. Dort wird die Wald-
grenze und die Kampfzone von Zirbenbeständen
dominiert. Die Studien zeigen ein Ansteigen der Ver-
breitungsgrenze von erwachsenen Bäumen und Jung-
wuchs während der letzten 150 Jahre. Demgegenüber
war etwa das frühe 19. Jahrhundert im zentralalpinen
Bereich durch eine temperaturbedingte Auflichtung der
Hochlagenwälder und ein Absinken der Baumgrenze
gekennzeichnet (Abbildung 1).
Der Anstieg der Baumgrenze bzw. das Aufkommen der
heute im Waldgrenzbereich wachsenden Zirben und
Lärchen seit der Mitte des 19. Jahrhunderts erfolgte
jedoch nicht kontinuierlich. Ein erstes starkes An-
wachsen von Jungwuchs lässt sich ab etwa 1860 und
damit synchron zu einer Gletscherabschmelzphase nach
einem Hochstand um 1855 feststellen. Weitere Phasen
vermehrter Bestandesverdichtung im Waldgrenzbereich
bzw. eines Höhersteigens der potenziellen Baumgrenze
(nach 1920 bzw. 1980) gehen gleichfalls mit Perioden
markanten Gletscherrückgangs einher. Gerade die letz-
ten 25 Jahre sind in den Tiroler Zentralalpen von einer
starken Verjüngung auch über der bereits etablierten
Baumgrenze geprägt. Speziell der Zirbenjungwuchs
reagiert unmittelbar auf die verbesserten Klimabedin-
gungen. Unter der Voraussetzung, dass die gegenwärti-
gen Temperaturverhältnisse andauern, es also nicht zu
einem Klimarückschlag und damit zu einem Absterben
dieser neu aufgewachsenen Bäumchen kommt, wird
sich in den Zentralalpen eine neue Baum- bzw. Wald-
grenze rund 100 bis 150 Höhenmeter über jener zur
Mitte des 19. Jahrhunderts einstellen.
BFW
3 BFW-Praxisinformation Nr. 10 - 2006
Klimawandel und Veränderungen an der alpinen Waldgrenze –
aktuelle Entwicklungen im Vergleich zur Nacheiszeit
Kurt NICOLUSSI und Gernot PATZELT
Meteorologische Messdaten zeigen einen deut-
lichen Temperaturanstieg während der letzten
100 Jahre im Alpenraum. Diese Klimaänderung
schlägt sich teilweise deutlich im Umweltbereich,
besonders markant etwa durch das Abschmelzen
der Gletscher, nieder.
2160
2180
2200
2220
2240
2260
2280
2300
2320
2340
Lebende Bäume
Tote Bäume
Plot 2Plot 1
Verjüngung ab 1975
Verjüngung nach 1850
Absterben 18./19.Jh.
1350140014501500 1550160016501700 1750180018501900 1950 2000
Kalenderjahr
Standorthöhe [m ü. M.]
Abbildung 1:
Höhenmäßige Verteilung der im Kaunertal erfassten Zirben. Jeder Balken steht für einen Baum und zeigt über die Länge dessen indi-
viduellen Wuchszeitraum an. Mitte des 19. Jahrhunderts lag die Baum- und Waldgrenze im Untersuchungsgebiet in 2180 m Seehöhe,
inzwischen findet sich Jungwuchs bis in Höhen um 2370 m.
BFW
BFW-Praxisinformation Nr. 10 - 2006 4
Jahrringserie, Kalender-Datum
Jahrringserie, kombiniertes
14
C Datum
Jahrringserie, einzelnes
14
C Datum
2450
2400
2350
2300
2250
2200
2150
2100
Seehöhe [m]
8000 7000 6000 5000 4000 3000 2000 2000 [0] 1000 2000
Krüppelgrenze
2000
Baumgrenze
1980
Baumgrenze
1920
Baumgrenze
1850
Jahre v. Chr. J ahre n. Chr.
Abbildung 2.
Höhenmäßige und zeitliche Verteilung von subfossilen Holzproben aus dem inneren Kaunertal. Die Längen der Balken geben die
Mindestwachstumszeit von Proben bzw. Probengruppen an. Die Datierungen der Hölzer basieren auf 14C-Analysen (rote Balken) bzw.
dendrochronologischen Synchronisationen. Für den Zeitraum der letzten 7000 Jahre liegen überwiegend dendrochronologische
Daten (blaue Balken) mit einer Genauigkeit von einem Jahr vor. Für die letzten rund 4000 Jahre ist die Belegung aufgrund klimatisch-
er Störungen, aber vor allem wegen der Rodungstätigkeit des Menschen lückenhaft. Demgegenüber ist für die fünf Jahrtausende
davor ein praktisch zusammenhängender Nachweis für eine Baum- und Waldgrenze im bzw. über dem gegenwärtigen potenziellen
Niveau gegeben.
Abbildung 3:
Nacheiszeitliche Temperaturentwicklung im Ostalpenraum, abgeleitet aus Gletscher- und Waldgrenzschwankungen. Aus der bisher
erfassten Gletscherausdehnung (unten) und den Wald- und Baumgrenzlagen, die oftmals höher lagen als es unter gegenwärtigen
Klimabedingungen möglich wäre (Mitte), wurde die Entwicklung der Sommertemperatur (Mai-September) für die letzten 11.000
Jahre abgeleitet. In über 65 % dieser Zeit lagen die Temperaturen über dem Mittelwert von 1980-90. Das letzte Jahrtausend war
durch überwiegend kühle Verhältnisse gekennzeichnet. Das gegenwärtige Temperaturniveau liegt nur geringfügig über dem
nacheiszeitlichen Mittelwert.
BFW
5 BFW-Praxisinformation Nr. 10 - 2006
Ungewöhnliche Klimaverhältnisse?
Sind die gegenwärtigen Verhältnisse und
Veränderungen etwas Besonderes oder
gab es Vergleichbares schon früher? Ver-
änderungen werden im Vergleich zu
Bestehendem und bisherigen Verhältnis-
sen verstanden. Unser traditionelles Bild
der Klima- und Umweltverhältnisse im
Alpenraum ist nicht zuletzt stark geprägt
von der Situation in der Neuzeit, die durch
Schrift- und Bilddokumente, aber auch
durch frühe Messungen vergleichsweise
gut dokumentiert ist. Diese neuzeitlichen
Jahrhunderte sind jedoch durch wieder-
holt ungünstige Klimabedingungen cha-
rakterisiert, häufige und weit reichende
Gletschervorstöße sowie die große Aus-
dehnung dieser Eismassen führten gar
zur Benennung dieses Zeitraums als
„Kleine Eiszeit“. Letztlich erweckt diese
bekannt ungünstige Klima-Vorgeschichte
den Eindruck, dass die heutigen Tempera-
turbedingungen und die Entwicklungen in
der Umwelt außerordentlich wären. Für
die Bewertung und Einordnung der
gegenwärtigen Verhältnisse sollten je-
doch nicht nur die letzten Jahrhunderte,
sondern die gesamte Nacheiszeit, d.h. die
letzten etwa 11.000 Jahre, herangezogen
werden.
Zur Entwicklung der Waldgrenze in der
Nacheiszeit konnten in den letzten Jahren
neue Ergebnisse über die dendrochrono-
logische Analyse von Baumresten, die
teilweise vor Jahrtausenden gewachsen
sind, gewonnen werden. Gefunden und
geborgen wurden diese im zentralen
Ostalpenraum an Stellen, die im Höhen-
bereich der heutigen potenziellen Baum-
grenze und darüber liegen. Durch die Synchronisation
der Jahrringreihen dieser alten Hölzer untereinander
und über eine Vielzahl von 14C-Daten kann nun ein zeit-
lich präzises und gut abgesichertes Bild der Ver-
änderungen der Baumgrenze über die Jahrtausende
erstellt werden (Abbildung 2). Nachweisbar ist vor
allem für die mittlere Nacheiszeit (von mindestens 9000
bis 4000 Jahren vor heute) eine Baumgrenze, die
durchwegs über der momentanen potenziellen Höhe
lag. Im Kaunertal wuchs beispielsweise zwischen 4674
und 4377 v. Chr. ein Baum auf 2400 m Seehöhe. In die-
ser Höhe ist dort heute kein Baumwachstum möglich.
Auch der Vergleich der Entwicklung der alpinen Wald-
grenze mit den Gletscherschwankungen in den letzten
11.000 Jahren bestätigt das Bild einer überwiegend
klimatisch günstigen frühen und mittleren Nacheiszeit
(Abbildung 3). Die heutigen mittleren Temperaturver-
hältnisse haben dabei noch nicht die mittelfristigen
Maxima dieses Zeitraumes erreicht, auch wenn das
gegenwärtige Niveau deutlich über dem Mittel des ver-
gangenen Jahrtausends liegt.
Literatur
Kaufmann, N.; Nicolussi, K. (in Vorbereitung): Changes of the Potenti-
al Tree Line Position in the Central Eastern Alps During the
Past 1500 Years.
Nicolussi, K.; Patzelt, G. (2001): Untersuchungen zur holozänen
Gletscherentwicklung von Pasterze und Gepatschferner (Ost-
alpen). Zeitschrift für Gletscherkunde und Glazialgeologie 36,
1-87.
Nicolussi, K.; Kaufmann, M.; Patzelt, G.; van der Plicht, J.; Thurner,
A. (2005): Holocene tree-line variability in the Kauner Valley,
Central Eastern Alps, indicated by dendrochronological analysis
of living trees and subfossil logs. Vegetation History and
Archaeobotany 14, 221-234.
Eine Hochlagen-Zirbe (Pinus cembra L.) im Kaunertal. Diese Baumart dominiert
den Waldgrenzbereich der zentralen Ostalpen. Bisher wurden Bäume mit
Lebensaltern von bis zu 800 Jahren untersucht.
Foto: Kurt Nicolussi
Ao. Univ.-Prof. Mag. Dr. Kurt Nicolussi,
Univ.-Prof. Dr. Gernot Patzelt
Institut für Geographie, Universität Innsbruck,
Innrain 52, A-6020 Innsbruck
E-Mail: kurt.nicolussi@uibk.ac.at
  • Article
    Full-text available
    Abstract Laminated sediment records from several maar lakes and dry maar lakes of the Eifel (Germany) reveal the history of climate, weather, environment, vegetation, and land use in central Europe during the last 60,000 years. The time series of the last 30,000 years is based on a continuous varve counted chronology, the MIS3 section is tuned to the Greenland ice — both with independent age control from 14C dates. Total carbon, pollen and plant macrofossils are used to synthesize a vegetation-stack, which is used together with the stacks from seasonal varve formation, flood layers, eolian dust content and volcanic tephra layers to define Landscape Evolution Zones (LEZ). LEZ 1 encompasses the landscape dynamics of the last 6000 years with widespread human influence. The natural oak and hazel forests of the early Holocene back to 10,500 b2k define LEZ 2. LEZ 3, the late glacial between 10,500 and 14,700 b2k, shows the development of a boreal forest with abundant grass and shallow water biomass in the lakes. The maximum of the last glaciation (LEZ 4: 14,700–23,000 b2k) was characterized by sparse vegetation of moss and characeae. These sediments are generally devoid of clay and sand and reveal no indication of snow-meltwater events. Accordingly, the Last Glacial Maximum (LGM) must have been extremely arid in central Europe. The sediments of the subsequent LEZ 5 from 23,000–28,500 b2k preserve distinct layers of clay and coarse sand, which indicates running water with clay in suspension and ephemeral coarse-grained fluvial sediment discharge. Abundant Ranunculaceae macroremains (used for 14C dating), insects, moss and fungi sclerotia reflect a tundra environment during a time of frequent strong snowmelt events. Total carbon content, Betula–Pinus pollen and diatoms reach increased concentrations during Marine Isotope Stage (MIS) 3 interstadials that occurred between 28,500 and 36,500 b2k (LEZ 6). The entire MIS3 interstadials are well documented in the organic carbon record from the Auel dry maar. The main paleobotanical indicators of MIS3 are, however, grass pollen and heliophytes, which indicate a steppe environment with scattered/patchy trees during the interstadials. The stadial phases inferred during LEZ 6 reveal initiation of eolian dust deflation. The change of the early MIS 3 forested landscape to a steppe occurred with the LEZ 7–LEZ 6 transition. This is when modern man spread in central Europe. The principle vegetation change to a steppe at 36,500 b2k must have favoured the spread of horses, the favoured hunting prey of modern humans. We propose accordingly that the migration of the modern humans into central Europe might have been at least partly driven by climate and associated vegetation change. The LEZ 7 encompassed the time interval 36,500 to 49,000 b2k and was characterized by a boreal forest with high abundance of pine, birch, as well as spruce during the interstadial events. Abundant charcoal fragments indicate that this taiga was under frequent drought stress with regular burning. The most unexpected finding, but corroborated by all our maar records is the dominance of thermophilous tree taxa from 49,000 to 55,000 b2k (LEZ 8). Greenland interstadials 13 and 14 were apparently the warmest of MIS 3 according to the Eifel pollen records. The preceeding LEZ 9 from 55,000 to 60,000 b2k is also dominated by spruce, but thermophilous trees were sparse. A warm early MIS3 appears plausible, because summer insolation (at 60° N) was higher in the early MIS 3 than today, ice cover was low in Scandinavia and sea-surface temperatures of the North Atlantic were almost comparable to modern values during GI-14.
  • Article
    Full-text available
    Questions: Could mountain pine (Pinus mugo Turra spp. mugo) located above the timberline and at the edge of its potential geographical distribution be a promising species to monitor climatic change in peculiar environments, such as the Mediterranean mountains? Does mountain pine krummholz upward expansion result from the current climate change? Have the relationship between climate and tree-ring growth of mountain pine changed? And, and to what extent does a climatic variability affects tree-ring growth? Could mountain pine upward expansion contribute to the loss of biodiversity in the undisturbed treeline ecotone on the Majella massif? Location: Majella National Park, Apennines (Italy). Methods: Dendroclimatological analysis was performed to examine the relationship between tree rings of mountain pine and climatic parameters at the tree line. Climate-growth relationships were analysed by correlation function (CF) analysis and moving CF (MCF). Results: In the Majella massif, climate variables affected mountain pine tree growth at the treeline ecotone. Significant correlations were found with the spring maximum temperatures and summer precipitation. Essentially, three months played a key role in mountain pine growth: April, May and October of the previous year. MCF showed that mountain pine is a sensitive species, in terms of tree ring growth. Conclusions: Growing above the limit of tree vegetation, mountain pine proved to be a promising species for monitoring climate- and land use-driven influences over tree ring growth at high elevation. Our results showed that mountain pine is very sensitive to climate, particularly at the beginning and at the end of the growing season.
  • Thesis
    Full-text available
    L’arolle (Pinus cembra) est une essence montagnarde présente principalement dans les Alpes et les Carpates. Dans les Préalpes suisses, l’apparition de l’arolle n’est que spora-dique, les conditions ne lui étant favorables que sur quelques rares micro-stations. Dans cette région au climat océanique, l’épicéa (Picea abies) domine car ce climat lui convient particulièrement bien. Cependant, entre 1'300 et 1'900 m, épicéas et arolles cohabitent, mais à quel point et dans quelles conditions ? Afin de comprendre cette cohabitation particulière dans les Préalpes, ce travail s’est focalisé sur les conditions de régénération et de développement des deux essences, puis sur leurs interactions. Trois sites d’étude différents le long de la chaine des Gastlosen (Chapelles, Lapé, Stillwasserwald) ont été comparés afin d’avoir une meilleure représentation de la situa-tion. Un système de placettes a été mis en place sur 4 altitudes à partir desquelles l’arolle se développe (1'550, 1'600, 1'650 et 1'700 m). Une vingtaine de paramètres ont été analysés, en particulier les conditions environnementales dans lesquelles poussaient les deux es-sences, à savoir le micro-relief ou le couvert forestier et végétal. Les résultats ont montré que la densité de l’arolle est 8 fois inférieure à celle de l’épicéa, mais que la tendance s’inverse avec l’altitude. La présence de blocs s’est révélée quasiment indispensable dans tous les sites d’étude puisque près de 70% des arolles s’y développent, en particulier en présence élevée d’épicéas ou lorsque la pente n’était pas suffisante. Ce-pendant, contrairement à ce que l’on croyait, une interaction positive entre l’épicéa et l’arolle est possible puisqu’un tiers des arolles pousse sous le couvert d’un épicéa. Ce dernier ne représente donc pas une concurrence entre 1'550 et 1'700 m d’altitude dans les Préalpes romandes. L’avenir de l’arolle dans les Préalpes est étroitement lié à l’épicéa puisque sa taille est infé-rieure. Ainsi, pour favoriser l’arolle, des mesures sylvicoles doivent être réalisées déjà à par-tir du stade de perchis.
  • Article
    In recent years, the Fourier transform infrared spectroscopy (FT-IR) was used to assess the diet, digestibility or nutritional values of food items of ruminants. However, it has never been used to analyse the diet of grouse species. Commonly used methods have so far been direct observations of birds and microscopical analyses of droppings. The sample preparation and comparison of microscopical analyses is a highly time-consuming procedure. The comparison is based on morphological structures of epidermal cells, like the shape of cells, stomata or trichomes. In contrast, the sample preparation for the FT-IR and the subsequent measuring is simple and quickly done. We investigated the diet of Black Grouse (Tetrao tetrix L.) in two study areas with infrared spectroscopic methods comparing summer and winter droppings’ content with plant reference material. The study areas are located in the provinces of Salzburg and Upper Austria, Austria. In our study, samples were measured in the mid- and near-infrared range. We tried to determine the dominating content of faecal samples at species, genera or family level or at least to assign samples to one of four main plants groups (i.e. woody plants, heathers, herbs and grasses). Our results showed a dominance of Larix decidua within the group of woody plants in both areas and, within the group of heathers, a dominance of Calluna vulgaris and Rhododendron hirsutum in one study area. Partially, our results are in marked contrast to other studies conducted in the Alps, as Vaccinium myrtillus was not detected in the samples. For further methodological studies, faecal sampling over larger areas, larger samples of plant reference material (including seeds and other parts of plants at different seasons), taking more samples per dropping and synchronous comparisons of microscopic analyses as well as FT-IR spectroscopy, are recommended.
  • Chapter
    Full-text available
    Die Zielsetzung des vorliegenden Beitrags ist es, einen Überblick über die klimatischen Verhältnisse im Exkursionsraum Ötztal zu geben. Die Orte Niederthai und Vent werden dabei näher betrachtet. Explizit werden die im Gebirgsraum maßgeblichen Klimafaktoren mit ihren messbaren Auswirkungen auf die jeweiligen Klimaelemente näher untersucht. Es soll eine Sensibilisierung für im Rahmen von Exkursionen beobachtbarer Klimafaktoren und Klimazeugen erreicht werden.
  • Article
    Full-text available
    Mountain ecosystems are, however, fragile and particularly vulnerable to the adverse impacts of climate change, deforestation and forest degradation, land-use change, land degradation and natural disasters.
  • Article
    In recent years, in association with global climate change, researchers have found significant quantities of preserved archaeological material melting from kinetically-stable alpine and subalpine ‘ice patches’ all around the world. This paper synthesizes the findings and the methodologies of ice patch archaeology worldwide thus far in an effort to provide researchers with a broadened perspective on artifact collection and interpretation. In addition, I test the hypothesis that increased quantities of alpine ice in prehistory should correlate with decreased human use of these areas, and vice versa. I analyze the relationship between the frequencies of regional artifact dates over time, the nature of these artifacts, and glacial advances and retreats. Ultimately, I conclude that fundamental differences among these assemblages and their correlation (or lack thereof) with prehistoric alpine ice extents stem from the intention and the activity of the people who deposited the artifacts.
This research doesn't cite any other publications.