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

Authors:
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
... Die verschiedenen klimatischen Schwankungen, sei es durch Stürme, veränderte Niederschlagsmengen oder Anstieg der Temperaturen, welche weitere Gefährdun-gen erzeugen, sind für den Wald, beziehungsweise die Baumarten, eine Belastungsprobe (SCHRAMM, 2013). Es kommt durch den Anstieg der Jahresmitteltemperatur zur Verschiebung der unteren wie oberen Waldgrenze, welche eine Veränderung der Baumartenzusammensetzung zur Folge hat (LEITGEB und ENGLISCH, 2006; NICO-LUSSI und PATZELT, 2006). Das kann so weit führen, dass die heutigen Hauptwirtschaftsbäume sich nur mehr eingeschränkt wohlfühlen (SCHRAMM, 2013). ...
Article
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Die komplexen Zusammenhänge zwischen Klimawandel und persönlichen Lebensräumen müssen Kindern und Jugendlichen frühzeitig bewusst werden, damit sie zukunftsweisende Verhaltenskonzepte deduzieren können. Daher wurde untersucht, wie gut Schülerinnen und Schüler über das Thema Klimawandel und dessen Folgen für die Waldbewirtschaftung informiert sind. Das Ziel der Untersuchung war, den Wissenszuwachs und die Sensibilisierung der Schülerinnen und Schüler bezüglich Klima-Wald-Zusammenhänge durch pädagogische Interventionen und Entwicklung didaktischer Konzepte zu messen. Als Untersuchungsdesign wurde eine einfache (quasi-)experimentelle Studie mit Messwiederholungen verwendet. 29 Schülerinnen und Schüler einer zwölften Schulstufe wurden an vier verschiedenen Befragungszeitpunkten mit standardisierten Fragebögen befragt. Beim ersten Befragungszeitpunkt wurde das Grundwissen der Schülerinnen und Schülern abgefragt. Vor den Folgebefragungen fanden didaktische Interventionen statt. Die Folgebefragungen dienten dazu, Wissenszuwachs, persuasive Effekte und Sensibilisierung nach den Interventionen zu messen. Ergänzend wurden zwei Experteninterviews mit der Projektlehrerin und dem Projektleiter durchgeführt. Die Interviews dienten zur Ergänzung und zur Validierung der experimentell gewonnenen Daten. Es zeigte sich, dass bei den Schülerinnen und Schülern ein signifikanter Wissenszuwachs hinsichtlich Klimawandel und dessen Folgen auf die Waldbewirtschaftung stattgefunden hat Des Weiteren hat sich der subjektive Informationsgrad zu diesem Thema hoch signifikant verbessert. Dieses Ergebnis konnte durch konkrete Wissensangaben der Schülerinnen und Schüler überprüft und bestätigt werden. Die Experteninterviews unterstützen die Thesen und Ergebnisse der Studie.
... La hausse des températures a conduit le rajeunissement de l'arolle à une expansion en altitude, laissant présager une élévation de la limite forestière de 100 à 150 m par rapport à celle du milieu du XIXème siècle selon Nicolussi et Patzelt (2010 l'ordre de presque -10 o C durant la même période (Schwarz 1968 ...
Thesis
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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.
... The temperature in central Europe was high from 11,500-6000 b2k, which is best indicated by very high snowlines in the Alps (Nicolussi and Patzelt, 2006). The middle part of LEZ 2 displays a cold spell associated with the 8.2 ka event, a cool pulse from the final meltwater discharges from the late North American ice sheet into the North Atlantic. ...
Article
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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.
... verwendet weiters für seine in Kapitel 2 beschriebene Fallstudie den Begriff "untere Waldgrenze", die durch Trockenheit bedingt ist.In der Kaunertal Fallstudie vonNICOLUSSI et al. (2005) und NICOLUSSI und PATZELT (2006 werden weiters die Begriffe "Baumgrenze" (tree-line) und "Krüppelgrenze" (tree-species-line) verwendet. Für die "Baumgrenze" wurde als Kriterium offensichtlich eine Mindesthöhe der Bäume von 2m verwendet. ...
Technical Report
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Das Ziel der vorliegenden Arbeit ist es, einen Überblick über die nacheiszeitliche (holozäne) Waldgrenzentwicklung im Alpenraum zu geben. Zunächst werden dafür Begriffe zur Waldgrenze vorgestellt, denen im weiteren Verlauf der Arbeit besondere Bedeutung zukommt. Im Anschluss daran werden drei Fallstudien zur holozänen Waldgrenzvariabilität im Alpenraum präsentiert. In weiterer Folge wird auf die Beziehung zwischen Klima und Waldgrenze, dabei vor allem auf durch Klimaveränderungen bedingte Änderungen der Waldgrenze, eingegangen und aktuelle Arbeiten, die sich dieser Thematik widmen, kurz vorgestellt. Den Abschluss bildet eine Zusammenfassung der im Rahmen der Erstellung dieser Arbeit gewonnenen Erkenntnisse zur holozänen Waldgrenzentwicklung im Alpenraum.
... -Chronological comparison of dated glacier advances from the three investigated glaciers (green: pollenanalytically derived glacier maxima according to Hüttemann & Bortenschlager 1980). The dated glacier advances in the Zemmgrund with Holocene maximum extension -D -in comparison with A -summer temperature development for the Eastern Alps reconstructed by glacier-and timberline fluctuation (according to Nicolussi & Patzelt 2006), B -glacier fluctuations in the Eastern Alps (according to ), C -glacier fluctuations in the Swiss Alps (according to Schlüchter 2006 andJoerin et al. 2008), E -evidence of a timberline altitude over 2,150 m above sea level at the area of the Schwarzenstein alp by sub-fossil trees from the Schwarzenstein bog (according to ), F -anthropogenic impact in the sub-alpine zone of the Schwarzenstein alp (according to Stolz 1941, Hüttemann & Bortenschlager 1987and Haas, Walde & Wild 2007. ...
Article
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Holocene glacier history at the Zemmgrund in the Ziller Valley Alps, Tyrol/Austria (Eastern Alps) The Holocene history of three glaciers – Waxeggkees (WK), Hornkees (HK), and Schwarzensteinkees (SSK) – was investigated in this survey. The three glaciers are located in the Upper Zemmgrund (the Ziller Valley region of Tirol) in the eastern Austrian Alps. Northern orographic precipitation dominates local rain- and snowfall patterns. The area is relatively open to the north and therefore considerably wetter than the central Alps west of the Brenner Pass. Most moisture falls in the summer, as winter precipitation is mostly derived from relatively dry continental systems. The Upper Zemmgrund is well protected by nearly circular (approx. 270°) extending ridge framing that creates a small fertile region that is especially noticeable on hillsides with southern exposure. All three glaciers face north, and at the end of the Little Ice Age (ca. 1850), they covered a total area of 18.3 km² (WK 5.4 km², HK 5.7 km², and SSK 7.2 km²) with an average equilibrium line at 2,630 m above sea level (a.s.l.). Between 1850 and 1980, the equilibrium line rose by 120 to 130 m and the glaciers lost about 40% of their area. The dates of glacier advances during the Holocene were found with various geomorphological and stratigraphic methods. Direct measurements were made in the forefields of the glaciers. Historical texts and images were consulted to help confirm some of the results. A total of 45 radiocarbon samples were taken during the study and supplemented with an additional 15 samples from previously published research. Unfortunately, the advances could not be pinpointed stratigraphically, so stratigraphic data provide only a general limit on the age of the most recent deposition. Earlier attempts to date the advances were made by Zech and Wilke (1997), with lichenometric field mapping and soil chronosequences, and by Wintges and Heuberger (1981a, 1981b) and Wintges (1984), who investigated crescentic gouges. Almost all of the terminal moraines of the three glaciers have been formed relatively recently, during the Little Ice Age. Older moraines were mostly subsumed by glacier advances during this period. Behind the terminal area, moraine systems form small belts and provide evidence of glacier fluctuations during the Little Ice Age. Very high lateral moraines, which are especially distinct at WK, line the sides of the forefields. They were not deposited entirely during the 1850 glacial maximum; instead, they have slowly grown over the whole course of the glaciers’ Holocene history. These lateral moraines form a conspicuous barrier with younger vegetation on the inside. Moraine accumulation after 1850 is well-documented due to a nearly complete set of measurements made by the Alpenverein since 1881. While it was not possible to calculate exact dates for advances during the Late Glacial period, depositions at the study sites made it possible to either directly measure or stratigraphically limit Postglacial maxima. Evidence of seven maxima was found at WK, ten at HK, and two at SSK. During the early and middle Holocene, the glaciers were relatively dormant, advancing around 5740 and 5550 BCE only. During the second millennium BCE, a period of more active glacier advance began, with maxima detected between 1520–1210 and between 1120–760 BCE. Glaciers advanced once during the Roman Era, with a maximum around 10–240 CE. The previous millennium is marked by frequent glacier advances: maxima occurred around 1030–1250 and 1170–1410, after 1440, shortly before 1600, ca. 1650, ca. 1700, around 17601790, and ca. 1850 CE (comp. Tab. 7). Abb. 27 shows evidence of the various glacial advances and their maximum extension size in the forefields of the three glaciers. Vollenweiler et al. (2006) provides a comparable history of active glaciation from the High Middle Ages until the 20th century. As shown in figure (Abb.) 28, the results from the Zemmgrund correspond to current knowledge of the climate history of the Eastern Alps during the Holocene. The Löbben fluctuation in the second millennium BCE marks the end of the long warm period of the early and middle Holocene, which pushed glacier tongues higher and raised the timberline above modern levels (e.g. Slupetzky 1993, Baroni & Orombelli 1996, Nicolussi & Patzelt 2000, Hormes, Müller & Schlüchter 2001, Nicolussi et al. 2005, Joerin, Stocker & Schlüchter 2006, and Joerin et al. 2008), and which was interrupted only by short but very prominent cold snaps such as the “8200 event,” the “Frosnitz fluctuation,” and the “CE–4” (e.g. Patzelt 1977, Zoller 1977, Alley et al. 1997, and Haas et al. 1998). The late Holocene, covering the last 4,000 years, has been generally cold, with more Alpine glacier fluctuation and a lower timberline than the early or middle Holocene. Occasional short warm periods, such as the Roman Era and the Medieval Warm Period, have caused the glaciers to retreat temporarily. The modern period, including the Little Ice Age, has seen the coldest temperatures, in general, of the entire Holocene Era (e.g. Veit 2002, Büntgen et al. 2005, North Greenland Ice Core Project Members 2004, Holzhauser, Magny & Zumbühl 2005, Wanner et al. 2008, Ivy-Ochs et al. 2009, and Wanner 2009). Only small to medium sized Alpine glaciers grew as much during the short cold periods of the early or middle Holocene as they later grew during modern times. The largest Alpine glaciers’ maximum extensions during the early and middle Holocene are distinctly smaller than more recent maxima (e.g. Nicolussi & Patzelt 2001). These results are generally consistent with previous attempts at understanding Holocene glacier fluctuations in the eastern Alps. Field work for this study was begun as early as the 1950s, and swifter publication would have enabled the truly groundbreaking nature of the research to be recognized. More importantly, this study closes the historical research gap in the centre of the main Alpine crest between the wellstudied west (Ötztal and Stubai Alps) and east (Hohe Tauern). Further paleoglaciological research possibilities abound in the Zemmgrund; dendrochronology seems an especially fertile avenue of investigation.
... Tranquillini 1979;Kö rner 1998;Ettinger et al. 2011). For this reason, alpine treeline would result very sensitive to climatic variability (Stevens & Fox 1991;Nicolussi & Patzelt 2006), and the altitudinal zonation of mountain vegetation and biodiversity of these zones are considered sensors that indicate climatic and environmental changes (Hamilton 1999;Beniston 2000;Grace et al. 2002;Camarero et al. 2013). Currently, there is much interest in the rate at which the treeline may advance in response to environmental change, especially global warming. ...
Article
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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
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Forest-destroying Snow Avalanche Events in the Upper Zemmgrund, Zillertal Alps, Tyrol, during the last 9000 Years With sub-fossil remains of trees killed by snow avalanches and found in a peat bog, the so-called Schwarzensteinmoor, we could establish a record of holocene snow avalanche events. The peat bog is located at 2150 m a.s.l. in the timberline ecotone of the zillertal Alps in the central eastern Alps. The dating of the sub-fossil samples is mainly based on the east-Alpine tree-ring chronology that covers the last approx. 9100 years continuously. 180 logs from the Schwarzensteinmoor were dated to the period between approx. 9000 to 700 BP. manysamples (n=53) had a fully developed, usually wide terminal ring indicating a sudden tree death caused by snow avalanches. We found 21 forestdestroying avalanche events based on samples with terminal rings. So far the oldest event occurred in winter 6255/54 Bc. Additional six forest-destroying avalanche events have been deduced from accumulations of samples with similar end years. forestdestroying avalanche events occurred predominantly during short term cool periods of the holocene. however, various large avalanche events also occurred during some periods in the holocene climatic optimum, even though in obviously larger time lags.
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
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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.
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The altitude of the Alpine tree-line has often been used as proxy for the climatic conditions in the Holocene epoch. The usual approach for establishing a record for this proxy is the analysis of pollen and macro remains. We analysed living trees and subfossil logs from the timberline ecotone in the innermost Kauner valley in the Central Eastern Alps in order to assemble a Holocene dendrochronological tree-line record. Data sets comprising age and height of living Stone Pines (Pinus cembra L.) were collected at one site. Sections of 170 subfossil Stone Pine logs from five other sites were dendrochronologically analysed and dated. Besides using dendrochronological analyses, radiocarbon dating served as a means of obtaining the age of some logs. Formost of the samples we could provide dendrochronological dates (1-year dating precision, back to 5125 b.c.) or wiggle matched dates (between approx. 7100 and 5040 b.c., dating precision with 95% probability: ±7 years). In the first half of the 19th century the tree-line was located at about 2180 m a.s.l. in the innermost Kauner valley. After approximately a.d. 1860 the altitude of the upper limit of the occurrence of Pinus cembra individuals (tree-species-line) and, being closely linked, also that of the tree-line both rose. The current tree-line (trees >2m) is located at 2245 m a.s.l. due to climatic conditions around 1980. Additionally we observed saplings up to a present (a.d. 2000) tree-species-line at approx. 2370 m a.s.l. The dendrochronologically analysed subfossil logs found at up to 2410 m a.s.l. date from within the last 9000 years (between approx. 7100 b.c. and a.d. 1700). In the space of the last 4000 years the dendrochronological tree-line record is not continuous, probably due to human impact. Tree-line positions similar to or slightly above the 1980 tree-line are established for the time periods approx. 1000 to 640 b.c. and a.d. 1 to 330 respectively. For the time period between approx. 7100 and 2100 b.c. the dendrochronologically analysed logs show nearly continuous evidence of a tree-line above the 1980s limit. Very high elevation of the tree-line, between 120 and 165 m above the 1980s level (2245 m a.s.l.) and even higher than the a.d. 2000 tree-species-line (2370 m a.s.l.), are recorded for the periods 7090–6570, 6040–5850, 5720–5620, 5500–4370 b.c., approx. 3510–3350 b.c. and 2790–2590 b.c. Additionally, a tree-line which was located at least 50 m above the 1980s limit can be shown for the periods 6700–5430, 4920–3350 and 3280–2110 b.c. The dendrochronological record from the Kauner valley, showing high and very high tree-line positions between approx. 7100 and 2100 b.c. with only two gaps (around 6490 b.c. and from 3350 to 3280 b.c.), suggests that summer temperatures as observed in the late 20th century were at the normal or the lower limit of the temperature range which can be assumed for long periods of the early and middle Holocene epoch.