Untersuchungen zur Klimavariabilität auf dem Tibetischen Plateau ...

Mitglied der Helmholtz-Gemeinschaft
Untersuchungen zur Klimavariabilität auf dem Tibetischen Plateau
Ein Beitrag auf der Basis stabiler Kohlenstoff- und Sauerstoffisotope
in Jahrringen von Bäumen waldgrenznaher Standorte
Jussi Grießinger

Schriften des Forschungszentrums Jülich
Reihe Energie & Umwelt / Energy & Environment Band / Volume 19

Forschungszentrum Jülich GmbH
Institut für Chemie und Dynamik der Geosphäre (ICG)
Phytosphäre (ICG-3)
Untersuchungen zur Klimavariabilität
auf dem Tibetischen Plateau –
Ein Beitrag auf der Basis stabiler
Kohlenstoff- und Sauerstoffisotope
in Jahrringen von Bäumen
waldgrenznaher Standorte
Jussi Grießinger
Schriften des Forschungszentrums Jülich
Reihe Energie & Umwelt / Energy & Environment Band / Volume 19
ISSN 1866-1793 ISBN 978-3-89336-544-9

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Copyright: Forschungszentrum Jülich 2008
Schriften des Forschungszentrums Jülich
Reihe Energie & Umwelt / Energy & Environment Band / Volume 19
D 93 (Diss., Stuttgart, Univ., 2008)
ISSN 1866-1793
ISBN 978-3-89336-544-9
Vollständig frei verfügbar im Internet auf dem Jülicher Open Access Server (JUWEL) unter
http://www.fz-juelich.de/zb/juwel
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in einem anderen Verfahren) ohne schriftliche Genehmigung des Verlages reproduziert oder
unter Verwendung elektronischer Systeme verarbeitet, vervielfältigt oder verbreitet werden.

Vorwort
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Vorwort
Die vorliegende Arbeit entstand in enger Kooperation zwischen dem Institut für Chemie und
Dynamik der Geosphäre V - Sedimentäre Systeme, des Forschungszentrum Jülich GmbH und
den Geographischen Instituten der Universitäten Stuttgart und Erlangen. Für die finanzielle
Unterstützung in der Zeit von Oktober 2003 bis September 2006 im Rahmen eines
Doktorandenstipendiums bin ich der Forschungszentrum Jülich GmbH zu großem Dank
verpflichtet. Herrn Prof. A. Bräuning danke ich für die direkt an diese Zeit anschließende
Übernahme als wissenschaftlichen Mitarbeiter an das Geographische Institut der Universität
Erlangen.
Mein besonderer Dank gilt meinen Betreuern Herrn Prof. Dr. G. Schleser, Herrn Prof. Dr. A.
Bräuning und Herrn Prof. Dr. W.-D. Blümel. Herrn Prof. Dr. Schleser danke ich für die
Einrichtung eines Arbeitsplatzes am Institut für Sedimentäre Systeme des
Forschungszentrums Jülich GmbH, die Bereitstellung sämtlicher für die
massenspektrometrischen Analysen notwendigen Geräte sowie die engagierte fachliche
Betreuung. Herrn Prof. Dr. A. Bräuning danke ich für die Anregung zu diesem spannenden
und zugleich sehr aktuellen Thema innerhalb der Paläoklimaforschung. Seine gleich von
Beginn an geleistete tatkräftige Unterstützung, die immerwährende Gesprächsbereitschaft und
die großzügige Bereitstellung aller seiner mit Herzblut gesammelten Proben aus Tibet waren
unerlässliche Wegbereiter für die sehr zeitaufwändigen Arbeiten im Rahmen dieser
Dissertation. Damit verbunden gilt mein Dank auch der Deutschen Forschungsgemeinschaft
(DFG-Projektnummer BR 1895/9) für die gewährte Unterstützung. Herrn Prof. Dr. W.-D.
Blümel, der mich bereits während meines Studiums betreute, danke ich für das
wissenschaftliche Interesse an dieser Arbeit und für das mir entgegengebrachte Vertrauen, das
mir den Wechsel in die Jülicher Arbeitsgruppe ermöglichte.
Frau Dr. K. Treydte und Herr PD Dr. A. Thomas unterstützten die Arbeit tatkräftig durch das
Überlassen ihrer Isotopen- bzw. Klimadaten aus Hochasien. Ihnen beiden danke ich für die
schnelle und unkomplizierte Bereitstellung der Datensätze und die uneingeschränkte Hilfe bei
etwaigen Fragen. Meinen engsten Arbeitskollegen in der Jülicher Arbeitsgruppe, Herrn Dr. G.
Helle und Herrn Dr. A. Lücke danke ich für die zahlreichen Hilfestellungen und Tips bei
technischen als auch fachlichen Fragen. Insbesondere Herrn Helle danke ich für die fachliche
Betreuung und die zahlreichen konstruktiven Diskussionen. Stellvertretend für die Erlanger
Dendro-Arbeitsgruppe gilt mein Dank Frau Dipl.-Geogr. I. Burchardt. Durch Ihre von Beginn
an geleistete Mithilfe bei der Probenvorbereitung, beim Gestalten von Abbildungen und der
I

Vorwort
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bereitwilligen Übernahme von Zuarbeiten konnte insbesondere in der Schlussphase die Arbeit
erheblich erleichtert werden. Frau MA Jutta Herzog möchte ich herzlich für die äusserst
detaillierte Durchsicht des Manuskriptes und die zahlreichen, konstruktiven
Korrekturvorschläge danken.
Die vorliegende Arbeit soll als Grundlage für zukünftige Klimarekonstruktionen auf der Basis
stabiler Kohlenstoff- und Sauerstoffisotopenverhältnisse aus Jahrringzellulose subalpiner
Bäumen des Tibetischen Hochlandes dienen. Das sehr umfangreiche Probenmaterial konnte
bei der zeitlich eingeschränkten Arbeitszeit nur unter vollem Einsatz des zur Verfügung
stehenden technischen Personals bearbeitet werden. Diese Arbeit verdankt ihr
Zustandekommen daher in besonderem Maße der Mitarbeit und Einsatzbereitschaft
zahlreicher Personen, denen ich zu großem Dank verpflichtet bin. Obwohl ein großer Teil der
Holzproben von mir selbst bearbeitet wurde, waren darüber hinaus zahlreiche Personen an
den Laborarbeiten beteiligt, denen ich an dieser Stelle danken möchte: Mein besonderer Dank
gilt hier der stets engagiert und hervorragend mitarbeitendem Kollegenschaft des technischen
Personals am ICG-V. Das wechselnde Team aus Technikern, Laboranten, Praktikanten und
Hilfskräften ermöglichten erst durch ihren Einsatz den immensen Probendurchsatz im
Rahmen dieser Arbeit. Hier gilt mein besonderer Dank vor allem Melanie Schrimpf, Dagmar
Holztröger, Carmen Bürger, Holger Wissel sowie Ruth.
Meiner Frau Anne und meinem Sohn Sami möchte ich für ihre unendliche Geduld,
Unterstützung und Motivation trotz und gerade während der oft langen Abwesenheiten in den
vergangenen Jahren danken. Ihre mentale und tatkräftige Unterstützung im gesamten
Promotionszeitraum haben mir besonders in der Endphase dieser Arbeit enorm geholfen.
Nicht zuletzt möchte ich meiner gesamten Familie und besonders meinen Eltern für jegliche
uneingeschränkte Unterstützung und Aufmunterung während meines Studiums und der
Dissertationsphase danken. Insbesondere meinen Eltern bin ich für den immerwährenden
Beistand jeglicher Art von ganzem Herzen dankbar.
Ihnen beiden ist diese Arbeit gewidmet.
II

Inhaltsverzeichnis
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Inhalt
Vorwort ............................................................................................................................ I
Abbildungsverzeichnis.................................................................................................. VI
Tabellenverzeichnis und Bildnachweis ........................................................................ IX
Abkürzungsverzeichnis.................................................................................................. X
Zusammenfassung......................................................................................................... XI
Summary .................................................................................................................... XIII
1. Einleitung............................................................................1
1.1 Einführung...................................................................................................... 1
1.2 Problemstellung und Stand der Forschung................................................. 2
1.3 Zielsetzung dieser Arbeit............................................................................... 4
2. Der Untersuchungsraum ...................................................7
2.1 Naturräumliche Lage und Abgrenzung....................................................... 7
2.2 Klimatische Verhältnisse............................................................................... 9
2.3 Verbreitung und Höhenstufung der Vegetation in Osttibet .................... 14
2.4 Anthropogener Einfluss............................................................................... 16
2.5 Untersuchte Standorte................................................................................. 18
2.5.1 Standort Haize Shan ..................................................................................... 19
2.5.2 Standort Qamdo............................................................................................ 20
2.5.3 Standort Reting............................................................................................. 21
3. Theoretische Grundlagen ................................................23
3.1 Grundlagen der Isotopen-Nomenklatur .................................................... 23
III

Inhaltsverzeichnis
___________________________________________________________________________
IV
3.2 CO2 –Assimilation als Grundlage pflanzlichen Lebens............................ 26
3.3 Stabile Kohlenstoffisotope in Jahrringen .................................................. 28
3.3.1 δ 13 C-Veränderungen während der CO2- Assimilation.................................. 28
3.3.2 Einfluss des atmosphärischen Kohlendioxids (δ 13 C-Quellwert).................. 32
3.3.3 Intraanueller Isotopenverlauf........................................................................ 33
3.4 Stabile Sauerstoffisotope in Jahrringen..................................................... 35
3.4.1 Der δ 18 O-Quellwert ...................................................................................... 36
3.4.2 δ 18 O-Variationen im Niederschlag............................................................... 37
3.4.3 Blattwassertranspiration ............................................................................... 39
3.4.4 Biochemische Fraktionierungs- und Austauschprozesse während der
Biosynthese und Jahrringbildung................................................................. 41
4. Material und Labormethoden.........................................44
4.1 Probenmaterial von Bäumen ...................................................................... 44
4.2 Meteorologische Daten ................................................................................ 46
4.3 Datenerhebung ............................................................................................. 49
4.4 Datenbearbeitung......................................................................................... 55
4.5 Chronologievergleiche und Klima-Jahrring-Beziehungen ...................... 58
5. Ergebnisse .........................................................................60
5.1 Standortsinterne Merkmale der δ 13 C-Zeitreihen ..................................... 60
5.1.1 Standort Haize Shan ..................................................................................... 60
5.1.2 Standort Qamdo............................................................................................ 63
5.1.3 Standort Reting............................................................................................. 70
5.2 Standortsvergleich der δ 13 C-Zeitreihen..................................................... 73
5.3 Standortsinterne Merkmale der δ 18 O-Zeitreihen ..................................... 79
5.3.1 Standort Haize Shan ..................................................................................... 79
5.3.2 Standort Qamdo............................................................................................ 81
5.3.3 Standort Reting............................................................................................. 83

Inhaltsverzeichnis
___________________________________________________________________________
5.4 Standortsvergleich der δ 18 O-Zeitreihen..................................................... 86
5.5 Vergleich von δ 13 C-, δ 18 O- und JRB-Zeitreihen........................................ 90
5.5.1 Parametervergleich am Standort Reting....................................................... 91
5.5.2 Parametervergleich am Standort Qamdo...................................................... 93
5.5.3 Parametervergleich am Standort Haize Shan ............................................... 98
5.6 Klima-Jahrring-Beziehungen ................................................................... 102
5.6.1 δ 13 C und Klimamessdaten .......................................................................... 103
5.6.2 δ 18 O und Klimamessdaten.......................................................................... 116
5.6.3 Jahrringbreiten (JRB) und Klimamessdaten............................................... 125
6. Diskussion .......................................................................133
6.1 Klimatische und anthropogen induzierte Langfristtrends .................... 133
6.2 Klimatologisch-ökologische Repräsentanz der Isotopenzeitreihen....... 137
6.3 Vergleiche mit weiteren (Jahrring-)Isotopenzeitreihen Hochasiens..... 141
7. Resümee und Ausblick...................................................147
7.1 Resümee ...................................................................................................... 147
7.2 Ausblick....................................................................................................... 150
8. Literaturverzeichnis.......................................................152
Anlagen
V

Abbildungsverzeichnis
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Abbildungsverzeichnis
Abbildung 1: Globale und nordhemisphärische Veränderungen der mittleren Oberflächen-
temperatur zwischen 1850 und 2006................................................................................1
Abbildung 2: Großräumiger Überblick über Hochasien und Lage des Untersuchungsgebietes............ 7
Abbildung 3: Niederschlagssummen in Hochasien in den Monaten Januar und Juli. ......................... 10
Abbildung 4: Lage ausgewählter Klimastationen Südosttibets mit den zugehörigen
Klimadiagrammen ......................................................................................................... 13
Abbildung 5: Lage der Untersuchungsflächen mit den untersuchten Baumarten in Südost-Tibet. ..... 19
Abbildung 6: Fraktionierungsschritte bei der CO2-Assimilation auf Blattebene ...............................28
Abbildung 7: Einfluss zweier extremer Witterungssituationen auf die Kohlenstoffisotopen-
Fraktionierung während der Photosynthese auf Blattebene.. ........................................ 30
Abbildung 8: Trends im atmosphärischen pCO2 und δ 13 C seit 1750 AD ............................................ 33
Abbildung 9: Intra-annueller δ 13 C-Isotopenverlauf von Quercus petraea ...........................................34
Abbildung 10: Illustration verschiedener atmosphärischer und pflanzenphysiologischer
Einflüsse auf den δ 18 O-Wert im Jahrring. ..................................................................... 37
Abbildung 11: a) Korrekturfaktoren und -modelle für die Veränderungen im atmosphärischen CO2
b) beispielhafte Anwendung der Korrekturmodelle auf eine δ 13 CRohwert-Zeitreihe........ 57
Abbildung 12: 820-jährige δ 13 C-Rohwertserie und Belegungsdichte der untersuchten Wacholder
(Juniperus tibetica) am Standort Haize Shan.. .............................................................. 62
Abbildung 13: Anwendung der CO2-Korrekturen und deren Auswirkung auf die δ 13 C-
Wacholderchronologie am Standort Haize Shan........................................................... 62
Abbildung 14: 1500-jährige δ 13 C-Rohwertserie der Wacholder (Juniperus tibetica) am Standort
Qamdo.. ......................................................................................................................... 66
Abbildung 15: Anwendung der CO2-Korrekturen und deren Auswirkung auf die δ 13 C-
Wacholderchronologie am Standort Qamdo. ................................................................ 66
Abbildung 16: 320-jährige δ 13 C-Rohwertserie der Fichten (Picea balfouriana) am Standort Qamdo.69
Abbildung 17: Anwendung der CO2-Korrekturen und deren Auswirkung auf die δ 13 C-Fichten-
Chronologie am Standort Qamdo.................................................................................. 69
Abbildung 18: 840-jährige δ 13 C-Rohwertserie tibetischer Wacholder (Juniperus tibetica) am
Standort Reting.............................................................................................................. 72
VI

Abbildungsverzeichnis
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Abbildung 19: Anwendung der CO2-Korrekturen und deren Auswirkung auf die δ 13 C-
Wacholderchronologie am Standort Reting. ................................................................. 72
Abbildung 20: Standortsübergreifender Vergleich der δ 13 CATM-Chronologien der drei untersuchten
Wacholderstandorte in Südost-Tibet. ............................................................................ 73
Abbildung 21: Vergleich der δ 13 CATM-korrigierten Variationen eines Wacholder-(Juniperus tibetica)
und Fichtenbestandes (Picea balfouriana) in Qamdo von 1680 AD bis 2005 AD. ...... 77
Abbildung 22: 820-jährige δ 18 O-Isotopenzeitreihe der Wacholder am Standort Haize Shan.............. 80
Abbildung 23: 1500-jährige δ 18 O-Isotopenzeitreihe der Wacholder am Standort Qamdo. ................. 81
Abbildung 24: 320-jährige δ 18 O-Fichtenchronologie am Standort Qamdo. ........................................ 83
Abbildung 25: 840-jährige δ 18 O-Isotopenchronologie am Standort Reting......................................... 84
Abbildung 26: Standortsübergreifender Vergleich der δ 18 O-Chronologien der drei untersuchten
Wacholderstandorte....................................................................................................... 87
Abbildung 27: Vergleich der δ 18 O-Variationen eines Wacholder- (Juniperus tibetica) und eines
Fichtenbestandes (Picea balfouriana) von 1680 AD bis 2005 AD in Qamdo. ............. 89
Abbildung 28: Parametervergleich der δ 13 CATM-, δ 18 O- und JRB-Zeitreihen am Standort Reting...... 92
Abbildung 29: Parametervergleich der δ 13 CATM-, δ 18 O- und JRB-Zeitreihen der Wacholderbäume
am Standort Qamdo....................................................................................................... 95
Abbildung 30: Parametervergleich der δ 13 CATM-, δ 18 O- und JRB-Zeitreihen der Fichten am Standort
Qamdo. .......................................................................................................................... 97
Abbildung 31: Parametervergleich der δ 13 CATM-, δ 18 O- und JRB-Zeitreihen am Standort Haize Shan.
............................................................................................................................................................... 99
Abbildung 32: Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den einzelnen δ 13 C-Korrekturwerten und den
Klimaparametern Niederschlag, Temperatur und PET für die Wacholder am
Standort Reting............................................................................................................ 105
Abbildung 33: Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den einzelnen δ 13 C-Korrekturwerten und den
Klimaparametern Niederschlag, Temperaturund PET für die Wacholder am
Standort Qamdo........................................................................................................... 109
Abbildung 34: Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den einzelnen δ 13 C-Korrekturwerten und den
Klimaparametern Niederschlag, Temperatur und PET für die Fichten am Standort
Qamdo. ........................................................................................................................ 111
Abbildung 35: Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den einzelnen δ 13 C-Korrekturwerten und den
Klimaparametern Niederschlag, Temperatur und PET für die Wacholder am
Standort Haize Shan.. .................................................................................................. 113
Abbildung 36: Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den einzelnen δ 18 O-Werten und den
Klimaparametern Niederschlag, Temperatur und PET für die Wacholder am
Standort Reting............................................................................................................ 118
VII

Abbildungsverzeichnis
___________________________________________________________________________
Abbildung 37: Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den δ 18 O-Werten und den Klimaparametern
Niederschlag, Temperatur und PET für die Wacholder am Standort Qamdo. ........... 120
Abbildung 38: Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den δ 18 O-Werten und den Klimaparametern
Niederschlag, Temperatur und PET für die Fichten am Standort Qamdo................... 121
Abbildung 39: Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den δ 18 O-Werten und den Klimaparametern
Niederschlag, Temperatur und PET für die Wacholder am Standort Haize Shan....... 122
Abbildung 40: Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den JRB-Indizes und den Klimaparametern
Niederschlag, Temperatur und PET für die Wacholder am Standort Reting. ............. 127
Abbildung 41: Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den JRB-Indizes und den Klimaparametern
Niederschlag, Temperatur und PET für die Wacholder am Standort Qamdo. ............ 128
Abbildung 42: Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den JRB-Indizes und den Klimaparametern
Niederschlag, Temperatur und PET für die Fichten am Standort Qamdo.................... 129
Abbildung 43: Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den JRB-Indizes und den Klimaparametern
Niederschlag, Temperatur und PET für die Wacholder am Standort Haize Shan....... 131
Abbildung 44: Vergleich der δ 13 CATM-Wacholderchronologien von Morkhun (Karakorum/Pakistan)
und Qamdo (Südost-Tibet). ......................................................................................... 142
Abbildung 45: Vergleich der δ 18 O-Wacholderchronologien von Morkhun (Karakorum/Pakistan)
und Qamdo (Südost-Tibet). ......................................................................................... 143
Abbildung 46: Vergleich der dekadisch aufgelösten δ 18 O-Werte des Dasuopu-Eisbohrkerns und
der Jahrringe am Standort Reting. ............................................................................... 144
VIII

Tabellenverzeichnis und Bildnachweis
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Tabellenverzeichnis
Tabelle 1: Globale Mittelwerte des Vorkommens ausgewählter natürlicher Isotope........................... 23
Tabelle 2: Wichtigste Standorts- und Baumcharakteristika der einzelnen Untersuchungsgebiete....... 45
Tabelle 3: Name, Lage und klimat. Mittelwerte der in Abbildung 2 dargestellten Klimastationen..... 47
Tabelle 4: Wichtigste statistische Kennziffern der δ 13 C-Zeitreihen für den Standort Haize Shan....... 61
Tabelle 5: Wichtigste statistische Kennziffern für die δ 13 C-Wacholder-Chronologien am
Standort Qamdo................................................................................................................... 64
Tabelle 6: Wichtigste statistische Kennziffern für die δ 13 C-Fichten-Chronologien am
Standort Qamdo................................................................................................................... 68
Tabelle 7: Wichtigste statistische Kennziffern für die δ 13 C-Chronologien am Standort Reting. ......... 70
Tabelle 8: Vergleich der Zeitreiheneigenschaften der δ 13 CATM-Residuen aller untersuchten
Standorte.in Südost-Tibet.................................................................................................... 75
Tabelle 9: Vergleich der Zeitreiheneigenschaften der δ 18 O-Rohwerte aller untersuchten Standorte... 88
Bildnachweis
Foto 1: Blick auf die Vegetationsgesellschaft am Standort Haize Shan………………………………20
Foto 2: Blick auf die Vegetationsgesellschaft am Standort Qamdo…………………………………...21
Foto 3: Blick auf die Vegetationsgesellschaft am Standort Reting……………………………………22
IX

Abkürzungsverzeichnis
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Abkürzungsverzeichnis
IAEA - Internationale Atomenergiekommission in Wien
IPCC - Intergovernmental Panel on Climate Change
VPDB – Vienna Pee-Dee-Belemnit; geeichter Kohlenstoff-Meßstandard der IAEA in Wien
X
basierend auf einem fossilen Belemnit.
VSMOW - Vienna Standard Mean Ocean Water; geeichter Sauerstoff-Meßstandard der IAEA in
Wien basierend auf Ozeanwasser.
JRB - Jahrringbreite
GCM –Global Circulation Model / globales Zirkulationsmodell
hPA – Hectopascal; Maßeinheit des Luftdrucks
ppm - englisch: parts per Million; Maßeinheit der Gaskonzentration
pCO2 - Partialdruck des atmosphärischen CO2
rH - relative Luftfeuchte
MWP - Medieval Warm Period / Mittelalterliches Klimaoptimum
LIA - Little Ice Age / Kleine Eiszeit

Zusammenfassung
___________________________________________________________________________
Zusammenfassung
Um einen Beitrag zur Klimageschichte Hochasiens auf der Basis stabiler Kohlenstoff- und
Sauerstoffisotope zu leisten, wurden ca. 18.000 Jahrringe lebender und abgestorbener Bäume
von drei Untersuchungsflächen und zwei Baumarten aus Südost-Tibet in jährlicher Auflösung
massenspektrometrisch analysiert. Bei den untersuchten Baumarten handelt es sich um sehr
langlebige Wacholder der Art Juniperus tibetica, die an einem Standort zusätzlich durch
Fichten (Picea balfouriana) ergänzt wurden. Die erhobenen Isotopen-Datensätze reichen an
einem Standort bis 490 AD zurück und umfassen damit maximal einen Zeitraum von ca. 1520
Jahren.
Die Untersuchungsregion in Südost-Tibet (25-45°N/70-110°E) liegt im Übergangsbereich
zwischen den stark monsunal beeinflussten Gebieten der meridionalen Stromfurchen und der
semi-ariden kontinental-alpinen Steppen- und Mattenvegetation des tibetischen Hochlandes.
Die größte Horizontaldistanz zwischen den einzelnen Standorten beträgt ca. 800km, wobei für
alle drei Untersuchungsflächen ähnliche klimatische Voraussetzungen während der
Vegetationsperiode prägend sind. Hier sind der Indische und z.T. der Südostasiatische
Sommermonsun als synoptische Größen ausschlaggebend, die das regionale Klima durch
einen charakteristischen Jahresgang determinieren und damit einen entscheidenden Einfluss
auf das Baumwachstum haben. Die drei Untersuchungsflächen nahe der oberen Waldgrenze
repräsentieren mit ihrer Lage eine für den Naturraum Südost-Tibets repräsentative Abfolge
standortsökologischer Bedingungen. Entlang des hygrischen Gradienten wird der synoptisch
bedingte Übergang vom feucht-kühlen Klima der meridionalen Stromfurchen hin zu den
trocken-warmen Bedingungen des Steppenwald-Ökotons im südlichen Tibet erfasst.
Der Schwerpunkt der vorliegenden Arbeit liegt in der Ermittlung der (standorts-)klimatischen
Signale, die durch Variationen der stabilen Kohlenstoff- und Sauerstoffisotope in der
Jahrringzellulose gespeichert werden. Es werden dazu vier jährlich aufgelöste,
mehrhundertjährige δ 13 C- und δ 18 O-Jahrring-Chronologien subalpiner Baumstandorte aus
Südost-Tibet vorgestellt. Durch Korrelations- und Gleichläufigkeitsanalysen konnten in den
meisten Fällen klare Beziehungen für die δ 13 C- und δ 18 O-Isotope im Jahrring und den
steuernden Klimaelementen am Standort ermittelt werden. Die erzielten Ergebnisse waren
überwiegend statistisch signifikant und ökologisch gut nachvollziehbar. Die Variationen der
Kohlenstoff- und Sauerstoffisotope in Wacholder- und Fichtenbäumen ökologisch
unterschiedlicher Standorte werden dabei in hohem Maße von verschiedenen, jedoch
unterschiedlich anteilig wirksamen Klimafaktoren geprägt. Die Gegenüberstellung von δ 13 C-
und δ 18 O-Zeitreihen von Fichten und Wacholdern liefert weitere bemerkenswerte Ergebnisse.
Hier werden die δ 18 O-Variationen beider Baumarten offenbar durch einen gemeinsamen
exogenen Faktor gesteuert, während das δ 13 C-Signal in den Jahrringen beider Arten völlig
unabhängig voneinander ist. Vergleicht man die erhobenen δ 18 O-Zeitreihen
standortübergreifend, so zeigen alle drei Wacholder-Chronologien übereinstimmend die
jeweils höchsten Korrelationen mit Fichten. Folglich scheinen die δ 18 O-
Wacholderchronologien verstärkt lokale Standorts- bzw. Niederschlagsverhältnisse
widerzuspiegeln, während die Fichten offenbar ein großräumig wirksames Klimasignal in
ihren δ 18 O-Werten enthalten.
XI

Zusammenfassung
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Der für alle untersuchten Standorte durchgeführte Methodenverbund der verschiedenen
Jahrringparameter wie Jahrringbreite und stabile Isotope (δ 13 C und δ 18 O) ist für weitere
Untersuchungen zur Klimavariabilität und Ökologie Südost-Tibets von herausragender
Bedeutung. Dadurch, dass die verschiedenen Parameter größtenteils unabhängig voneinander
sind, bieten sich für jeden Standort gesonderte Analysen zur klimatischen Steuerung der
Signale an. Weiterführend könnten somit für jeden der untersuchten Standorte anhand der
verschiedenen Jahrringparameter unterschiedliche saisonale Muster und Jahreszeiten
rekonstruiert werden. Das Verständnis der jeweils wirksamen klimatischen Zusammenhänge
erleichtert damit neben der Interpretation des Paläoklimas auch die Einschätzung der Wirkung
zukünftiger Klimaänderungen auf die Baumvegetation im südöstlichen Teilraum des
tibetischen Hochlandes.
XII

Summary
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Summary
To contribute to the available information on climate history in high Asia, stable oxygen and
carbon isotopes from about 18.000 individual tree rings from three sites and two species in
southeast Tibet have been analysed using a mass spectrometer. The first species is a very
long-living juniper tree (Juniperus tibetica) which was complemented by spruce trees (Picea
balfouriana) at one site. The longest isotope time series goes back to 490 AD, thus
encompassing a time span of about 1520 years.
The study region in southeast Tibet (25-45°N/70-110°E) is situated between the deeply
incised gorges of the great Asian rivers, which are strongly influenced by monsoonal rainfalls,
and the semi-arid, continental alpine meadows and steppes of the Tibetan plateau. The largest
distance between the sites is about 800 km. However, the climatic conditions at all sites
during the growth season are quite similar, caused by the influence of the Indian summer
monsoon and the Asian summer monsoon, respectively. Thus, both monsoons cause a
characteristic seasonal change in the regional climate, which strongly influences tree growth.
The three sites, located near the upper timber line, are aligned along a moisture gradient from
the cool and moist climate of the river gorge region to the dry and warm climate of the steppe
forests in southern Tibet.
This thesis focuses on the detection of local climate signals stored in the variations of stable
carbon and oxygen isotopes in tree-ring cellulose. Therefore, four annually resolved,
centennial chronologies for δ 13 C and δ 18 O from subalpine forest sites in southeast Tibet were
developed. After conducting analyses of correlation and gleichlaeufigkeit (GLK), distinct
relationships between δ 13 C and δ 18 O isotopes of tree-rings and locally relevant climate
elements were established. In most cases, these results are statistically significant and
plausible from an ecological point of view. The variations of carbon and oxygen isotopes in
juniper and spruce trees of ecologically different sites are highly influenced by several
superimposed climate factors. A comparison of δ 13 C and δ 18 O time series from juniper and
spruce trees also revealed remarkable results: while δ 18 O variations in both tree species are
clearly influenced by a common, exogenous factor, the time series of δ 13 C for both species
show only weak correlations. On the other hand, the highest correlations between δ 18 O time
series of the different sites do not occur between the three juniper chronologies, but between
the individual juniper and the spruce chronology, respectively. Thus, the δ 18 O juniper
chronologies seem to represent local site conditions or precipitation, while the δ 18 O spruce
chronology seems to represent a regional climate signal.
This combination of dendrochronological methods, including ring width and stable isotopes
of δ 13 C and δ 18 O, which was applied to all four sites, is highly relevant for further studies on
climate variability and ecology of southeast Tibet. Since the different tree ring parameters are
independent of each other, individual analyses of the climatic forcing for each parameter and
for all sites are possible. Additionally, the combination of these parameters allows the
reconstruction of different seasonal climate patterns at each site. A more detailed knowledge
of the relationship between the different spatial and temporal climate patterns will improve
palaeoclimatic analyses. Furthermore, it will also contribute to a better evaluation of the
effects of climate change on forests in the southeastern part of the Tibetan Plateau.
XIII

1 Einleitung
___________________________________________________________________________
1. Einleitung
1.1 Einführung
Durch die Zunahme extremer Wetterereignisse und deren direkte Auswirkungen auf die
Menschheit rückt die Variabilität des Klimas in den letzten Jahren immer deutlicher in den
Blickpunkt der breiten Öffentlichkeit. Es setzt sich dabei zunehmend die Erkenntnis durch,
dass sowohl Umwelt- als auch Klimaänderungen wesentlich die Entwicklung und
Veränderung von Ökosystemen beeinflussen und sich dadurch direkt auf die natürlichen
Lebensgrundlagen des Menschen durchpausen. Im jüngsten Bericht des Intergovernmental
Panel on Climate Change (IPCC) wird seit Anfang des 20. Jahrhunderts ein weltweit
verfolgbarer, kontinuierlicher Anstieg der mittleren Oberflächentemperatur um ca. 0,74°C
festgestellt (TRENBERTH et al. 2007) 1 . Die Veränderungen der Temperaturen fallen im
globalen Vergleich für die Nordhalbkugel in der gleichen Periode am höchsten aus
(Abbildung 1).
Abbildung 1: Globale
und nordhemisphärische
Veränderungen der
mittleren Oberflächentemperatur
in der
Zeitperiode 1850-2006
(als kombinierter Wert
der Land- und
Ozeanoberflächentemp.).
Quelle: IPCC (2007).
1 Es wird an dieser Stelle darauf hingewiesen, dass diese Angabe auf regionaler Ebene bzw. Länderebene
keinen repräsentativen Wert zur Klimaentwicklung im 20. Jh. darstellt. Für China stellen z.B. WANG,
GONG & ZHU (2001) im gleichen Zeitraum eine vergleichbare Erwärmung der mittleren
Oberflächentemperatur fest, die einzelnen Amplituden der verschiedenen Wärmephasen fallen hier jedoch
z.T. deutlich höher aus.
1

1 Einleitung
___________________________________________________________________________
Die im Bericht des IPCC erstmals schriftlich fixierte Feststellung, dass hierfür hauptsächlich
der Mensch durch die Verbrennung fossiler Energieträger sowie durch die exzessive
Ausweitung und Übernutzung landwirtschaftlicher Nutzflächen verantwortlich ist, kann dabei
als Wendepunkt in der Klimapolitik bezeichnet werden. Offen bleiben dagegen nach wie vor
die tatsächliche Wirkung und das Ausmaß anthropogener Aktivitäten im Vergleich zu
natürlichen Klimavariationen, da verlässliche Aussagen hierfür meist noch lückenhaft sind.
Voraussagen zur Klimaänderung beruhen primär auf der Analyse von direkten Messwerten
aus Klimastationen, anhand derer modellgestützte Aussagen über zukünftige Entwicklungen
gemacht werden. Allerdings sind sowohl auf globaler als auch auf regionaler Ebene für die
letzten ca. 300 Jahre nur sehr lückenhafte Aufzeichnungen des Klima- und Wettergeschehens
wie z.B. meteorologische Auf-zeichnungen oder verlässliche historische Dokumente
verfügbar, die Bemerkungen zu regionalen Witterungsbedingungen beinhalten (GLASER 2001,
NEGENDANK 2004). Um wissenschaftlich fundierte qualitative und quantitative Aussagen zu
vergangenen und zukünftigen Klimaänderungen machen zu können, sind daher sowohl die
Erhebung von als auch die weiterführende Arbeit mit sog. Klima-Stellvertreterdaten (im
Folgenden Proxydaten genannt) von entscheidender Bedeutung. Die Grundlage für solche
Proxydaten bilden verschiedene Klimaarchive, in denen klimageschichtliche Veränderungen
der Vergangenheit in differierender zeitlicher Auflösung gespeichert sind. Zu den wichtigsten
der heute zur Verfügung stehenden Archive gehören Eisbohrkerne, marine sowie lakustrine
Sedimentbohrkerne, Korallen, Tropfsteine und Baumjahrring-Chronologien. Durch
unterschiedliche zeitliche Auflösungen und Maximalalter lassen sich durch deren Analyse
mehrere tausend bis Millionen Jahre zurückreichende Klimaarchive aufbauen, die wertvolle
Hinweise für die Paläoklimaforschung liefern.
1.2 Problemstellung und Stand der Forschung
Innerhalb der Paläoklimaforschung wurde das hohe Potential von verschiedenen, aus
Jahrringen erhobenen Größen wie Jahrringbreite, maximale Spätholzdichte, Holzanatomie
und stabiler Isotope zur Untersuchung und Rekonstruktion vergangener Klimabedingungen
bestätigt (JONES et al. 2001, BRIFFA & OSBORN 2002, BRÄUNING 1999a, BRÄUNING &
MANTWILL 2004, ESPER et al. 2002, FRANK & ESPER 2005, TREYDTE et al. 2006). Deren
Anwendbarkeit für paläoklimatische Fragestellungen hat in den letzten Jahren zunehmend an
Bedeutung gewonnen. Der Vorteil von Jahrringen gegenüber anderen terrestrischen
Klimaarchiven liegt hierbei in der relativ problemlosen Datierung und einer durchgängig
annuellen Auflösung. Die annähernd ubiquitäre Verbreitung des biologischen
Aufzeichnungssystems „Baum“ und dessen Stellung als (klima-) informationsspeichernde
Schnittstelle zwischen Biosphäre, Atmosphäre und Geosphäre unterstreicht dies zusätzlich.
2

1 Einleitung
___________________________________________________________________________
Der Vorteil der jährlichen Auflösung von Jahrring-Datensätzen kommt dabei im Rahmen der
Kalibration mit den von Klimastationen gemessenen Klimaparametern voll zum Tragen. Als
positiven Nebeneffekt können durch die hohe zeitliche Auflösung der Jahrringzeitreihen
neben hochfrequenten Klimaschwankungen auch säkulare Trends genau untersucht werden.
Bei der Untersuchung von Jahrringbreitenchronologien kommt es aufgrund des
Jugendwachstums von Bäumen zu einem grundlegenden Problem. So werden zu Beginn eines
Baumlebens durch starkes Wachstum überwiegend breite Jahrringe gebildet, deren Weiten
mit zunehmendem Alter aufgrund des größer werdenden Stammumfangs kontinuierlich
abnehmen. Dieses als Alterstrend bezeichnete Phänomen ist allerdings rein biologisch bedingt
und überprägt das eigentlich in den Jahrringbreiten implementierte Klimasignal (FRITTS 1976,
SCHWEINGRUBER 1996). Bei Untersuchungen von Jahrringbreitenchronologien sind daher zur
Eliminierung dieses Trends stets statistische Ausgleichsberechnungen durchzuführen, bei
denen es zu einschneidenden Verlusten von Klimainformationen kommen kann (COOK &
KAIRIUKSTIS 1990, BRIFFA 1995). Hier bergen insbesondere die Arbeiten mit stabilen
Isotopen leichter Elemente wie z.B. Sauerstoff, Kohlenstoff oder Wasserstoff ein enormes
Potential, da bei Isotopenzeitreihen nur in begrenztem Umfang statistische Aspekte
berücksichtigt werden müssen und diese damit weniger problembehaftet sind 2 .
Zum Verständnis der richtigen Interpretation und Nutzung der extrahierten Isotopen-
Proxydaten aus biologischem Material ist das Studium der Ursachen von zeitlichen
Isotopenvariationen und der Zusammenhänge der Isotopenverteilung evident. Die
Isotopenfixierung leichterer Elemente wie Wasserstoff, Kohlenstoff, Stickstoff und Sauerstoff
in Jahrringen wird durch Mechanismen einzelner Biosyntheseschritte sowie durch die
Existenz alternativer Biosynthesewege geprägt. Durch die Analyse der Isotopengehalte des
Holzes kann man folglich fundierte Informationen über Stoffwechselvorgänge und deren
Bedingungen im biologischen System erhalten (SCHMIDT 2005). Zwingend notwendig zur
Entschlüsselung dieser Informationen ist das Verständnis der Aufzeichnungsmechanismen bei
der Isotopenfixierung im Baum. Insbesondere die momentan z.T. noch anfechtbaren Theorien
zu den Übertragungsmechanismen klimatischer Signale in rezente biologische Systeme
machen weitere Untersuchungen an Proxyparametern unumgänglich (SAURER 2003, SAURER
et al. 1997a, SCHMIDT 2005). Zusätzlich müssen Informationen zu den rezent ablaufenden
Umwelt- und Klimaprozessen durch Klimamessungen vorliegen, um eine spätere
Interpretation der Paläo-Datensätze zu ermöglichen.
Durch den im Vergleich zu den Jahrringbreiten sehr hohen Laboraufwand zur Messung
stabiler Isotope beginnt erst in jüngerer Zeit die verstärkte Analyse und Publikation von weit
zurückreichenden Isotopenchronologien aus Jahrringen. So existieren beispielsweise für den
2 Die notwendigen statistischen Maßnahmen für Isotopen-Zeitreihen werden in Kapitel 4.4 ausführlich erläutert.
3

1 Einleitung
___________________________________________________________________________
Naturraum Hochasiens bisher nur drei bekannte Isotopen-Zeitreihen, die mit einer
ausreichenden Belegungsdichte einen Zeitraum von mehr als 800 Jahren abdecken.
Momentan liegen für Hochasien folgende publizierte Isotopen-Chronologien aus Jahrring-
Zellulose vor:
4
� eine 1400-jährige δ 13 C-Chronologie aus tibetischen Wacholdern, die allerdings nur
in einer 5-Jahres-Auflösung (Pentaden) vorliegt (ZIMMERMANN 1999,
ZIMMERMANN et al. 1997, HELLE et al. 2002).
� eine jährlich aufgelöste 1200-jährige δ 13 C und eine ebenso weit zurückreichende
δ 18 O-Chronologie aus Wacholdern aus dem Karakorum/Pakistan (TREYDTE 2002,
TREYDTE et al. 2006).
Hierbei zeigt sich bereits das Hauptproblem bei der Arbeit mit mehrhundert- bis
tausendjährigen Proxyarchiven. So wird das bestehende Probennetzwerk innerhalb einer
Großregion, wie sie z.B. Hochasien darstellt, mit zunehmendem Maximalalter der
Proxydatensätze lückenhaft. Schon bei der Betrachtung von vorliegenden
mehrhundertjährigen Zeitreihen ist das Isotopen-Netzwerk Hochasiens fragmentarisch und für
mehr als 1000 Jahre zurückreichenden Archive extrem zerstreut. Überregionale Aussagen und
Untersuchungen zu paläoklimatisch gemeinsamen Signalen sind damit i.e.S. derzeit nicht
möglich. Gerade Hochasien ist in dieser Beziehung jedoch im nordhemisphärischen Vergleich
noch deutlich unterrepräsentiert. Für ein besseres Verständnis der Klimageschichte und zur
„Fütterung“ globaler Zirkulations-Modelle (GCM´s) ist daher eine Ausdehnung und
Verdichtung bisheriger Jahrring-Netzwerke in Hochasien zwingend notwendig.
1.3 Zielsetzung dieser Arbeit
Die Zielsetzung der vorliegenden Arbeit orientiert sich in hohem Maße an den dargestellten
offenen, wissenschaftlichen Fragen. Übergeordnetes Ziel ist die Erstellung
mehrhundertjähriger Zeitreihen der stabilen Isotope des Kohlenstoffs und des Sauerstoffs.
Diese sollen anschließend hinsichtlich ihres Potentials zur Klimarekonstruktion untersucht
werden. Die Analyse wird zum einen an sehr langlebigen Wacholdern (Juniperus tibetica)
subalpiner Baum-Standorte Südost-Tibets durchgeführt. Zum anderen soll an einem der
untersuchten Wacholder-Standorte eine weitere Baumart (Picea balfouriana) analysiert
werden, um mögliche baumartintern auftretende Unterschiede bei der Isotopenfixierung im
Jahrring zu analysieren.

1 Einleitung
___________________________________________________________________________
Der Naturraum Südost-Tibets bietet sich dabei aus verschiedenen Gründen als
Untersuchungsgebiet an. Das Tibetische Plateau stellt für die Klimaforschung allgemein einen
besonders interessanten, da großklimatisch sehr sensitiven Raum dar. So wird durch die
Wirkung des tibetischen Hochlandes als „Motor“ der Monsunzirkulation das Klima Süd- und
Südostasiens entscheidend geprägt. Für die Ausbildung der Monsunzirkulation ist hierbei die
Wirkung des tibetischen Hochlandblocks als „strahlungsklimatischer, zirkulatorischer und
großräumig-orographischer Faktor“ maßgebend (WEISCHET 1999, BÖHNER 1996). Immer
deutlicher offenbaren sich hier negative Auswirkungen von Zirkulationsänderungen auf die
meist sehr dicht besiedelten Räume Zentral-, Süd-, und Südostasiens. Diese tiefgreifenden
Änderungen zeigen sich in bereits nachgewiesenen Veränderungen von Intensität und
Variabilität der oft lebenswichtigen monsunalen Regenfälle. Als Folge hiervon sind komplexe
Modifikationen von Abflussregimen, Abflussspitzen und Abflussverhalten der großen
asiatischen Ströme zu erwarten, die in den Hochgebirgslandschaften des tibetischen
Hochlandes entspringen (CHRISTENSEN et al. 2007). Es besteht daher klarer Forschungs- und
vor allem Erhebungsbedarf an Paläoklimadatensätzen, um die Klimageschichte des
komplexen, orographisch abwechslungsreichen Systemes der Hochgebirgslandschaften
Hochasiens besser verstehen zu können. Mit den Ergebnissen kann demzufolge dazu
beigetragen werden, Klimaänderungen, die während der letzten Jahrzehnte abliefen,
nachzuweisen. Damit wäre es weiterführend möglich, bestehende Klimamodelle für diese
Region mit neuen Datensätzen zu versorgen.
Durch die Erstellung langer Isotopen-Zeitreihen aus der Zellulose sehr alter Wacholderbäume
Südost-Tibets soll das derzeit sehr lückenhafte Probennetzwerk Hochasiens weiter verdichtet
werden. Die Lage der Untersuchungsflächen wurde so gewählt, dass diese entlang eines
Niederschlagsgradienten angeordnet sind. Durch die klimatologisch-ökologisch differierenden
Standortbedingungen soll damit der unterschiedliche Einfluss monsunaler Tätigkeit auf die
Isotopenvariationen im Jahrring untersucht werden. Die in der vorliegenden Arbeit
vorgestellten Ergebnisse umfassen daher folgende Schwerpunkte:
� Die Erstellung von drei mehrhundert- bis tausendjährigen Isotopenchronologien (δ 13 C
und δ 18 O) aus Jahrringzellulose an drei ökologisch differierenden Standorten in
Südost-Tibet. Die Untersuchungsflächen sind hierbei dem abnehmenden
Monsuneinfluss folgend, entlang eines hygrischen Gradienten angeordnet. Die
Analyse von δ 13 C und δ 18 O-Jahrringisotopen erfolgt anhand von Wacholderbäumen
der Spezies Juniperus tibetica. Das erfasste Zeitfenster von mehr als 800 Jahren soll
charakteristische, nordhemisphärisch verfolgbare, klimatisch wichtige Perioden wie
z.B. das sogenannte Mittelalterliche Klimaoptimum (ca. 10.-13. Jh.) oder die Kleine
Eiszeit (ca. 14.-19. Jh.) abdecken.
5

1 Einleitung
___________________________________________________________________________
6
� Die Analyse von zwei verschiedenen Baumarten innerhalb eines Standortes zur
speziesübergreifenden Untersuchung der Fraktionierungsprozesse stabiler
Kohlenstoff- und Sauerstoffisotope in den Jahrring. Zum Vergleich mit dem
tibetischen Wacholder (Juniperus tibetica) wurde hierzu die Balfour-Fichte (Picea
balfouriana) herangezogen. Dabei wird für die Fichten und Wacholder ein
gemeinsames Zeitfenster von ca. 400 Jahren untersucht.
Aus den ermittelten Ergebnissen ergeben sich weiterführend folgende Fragen:
� Können die stabilen Sauerstoff- und Kohlenstoffisotope aus Jahrringen subalpiner
Wacholder- und Fichtenbestände ein zuverlässiger Klimaproxy für das tibetische
Hochland und für die Intensität der Monsunzirkulation in dieser Region sein?
Hierbei ist insbesondere die Kalibration mit Klimadaten meteorologischer Stationen der
Region von Interesse: Können lineare Korrelationen zwischen Klima- und Isotopendaten
ausreichend Informationen über den tatsächlichen Einfluss der Klimaelemente auf den
Isotopenwert im Jahrring geben?
� Zeigen Untersuchungen an ökologisch differierenden Standorten für die
Jahrringisotope unterschiedliche Aufnahmecharakteristika, oder wird hier ein
großräumig wirksames Klimasignal wie z.B. die Monsunzirkulation
standortübergreifend in die Jahrringzellulose implementiert?
� Welche Unterschiede bzw. Gemeinsamkeiten ergeben sich bei der Analyse der
Isotopenvariationen verschiedener Baumarten innerhalb eines Standortes? Sind die
Klimasignale in der Jahrringzellulose zweier unterschiedlicher Baumarten das Resultat
eines gemeinsamen, überregionalen Signals, oder pausen sich hier genetische
Unterschiede auf die untersuchten Isotope durch?
Die Beantwortung dieser Fragen soll es ermöglichen, eine Aussage zur Klimavariabilität
während des vergangenen Jahrtausends auf dem südöstlichen Teil des Tibetischen Plateau zu
geben. Zudem soll beurteilt werden, ob sich die aus Jahrringzellulose analysierten
Kohlenstoff- und Sauerstoffisotopenchronologien zur Rekonstruktion von
Paläoumweltbedingungen eignen, und wie sich die Wahl von Baumarten auf das Ergebnis an
einem Standort auswirken kann.

2 Der Untersuchungsraum
___________________________________________________________________________
2. Der Untersuchungsraum
2.1 Naturräumliche Lage und Abgrenzung
Das in subtropischer Breitenlage liegende Tibetische Hochland (chines. Qinghai-Xizang
Plateau) erstreckt sich in seiner maximalen Ausbreitung zwischen 25-45°N und 70-110°E und
umfasst damit eine Fläche von ca. 2,2 Mio. km 2 . Die mittlere Höhe der Hochfläche beträgt
dabei 4000 bis 4500m und steigt in Nordwesttibet bis auf über 5000m an. Durch die
einrahmenden Hochgebirge wird sie an ihren Rändern zum Teil noch um 3000-4000m
überragt. Von den nördlich anschließenden Beckenlandschaften des Tarim- und
Qaidambeckens wird das Plateau durch die annähernd Ost-West streichenden Gebirgssysteme
des Kunlun Shan und Qilian Shan abgegrenzt (Abbildung 2).
Abbildung 2: Großräumiger Überblick über Hochasien mit der Bezeichnung der wichtigsten naturräumlichen
Einheiten (Höhenzüge, Plateaus und Beckenlandschaften) sowie der Lage des Untersuchungsgebietes (roter
Rahmen). Kartengrundlage: BÖHNER (2006).
7

2 Der Untersuchungsraum
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Weitere orographisch bedingte Grenzen finden sich im Westen durch den Pamir-Karakorum-
Gebirgsknoten und im Süden durch die sich in einem Bogen von West nach Ost erstreckende
Hochgebirgskette des Himalayas. Im Übergang zum Chinesischen Tiefland ist das Hochland
durch die tief eingeschnittenen Oberlauf-Talsysteme der großen südwest-asiatischen Ströme
Mekong, Yangtze, Salween sowie des Yarlung Tsangpo stark zergliedert. Sie entwässern in
steil eingeschnittenen NW-SO streichenden Durchbruchsschluchten das Tibetische Plateau
und prägen das Landschaftsbild des osttibetisch-chinesischen Berglandes durch ihre markante
morphologische Sequenz.
Geologisch lässt sich das Tibetische Hochplateau in drei sehr unterschiedliche Teile gliedern.
Die das Hochland nach Süden begrenzenden Gebirgsbögen des Himalaya und des Karakorum
sind junge Faltengebirge des alpidisch-zentralasiatischen Faltungsgürtels, die seit dem Tertiär
anhaltend durch die Kollision von Indischer und Eurasischer Platte entstanden (DONGUS
1980). Sie bestehen aus einer Reihe kulissenartig verschnittener Kettengebirgszüge mit den
höchsten Gipfeln der Erde, die weiterhin einer rezenten Orogenese mit Hebungsraten von bis
zu 1cm/Jahr unterliegen (MIEHE 2004). Dies manifestiert sich in extremen Vertikalgradienten
der Höhe auf kurzer Horizontaldistanz, die eine hohe Reliefenergie mit starker
geomorphologischer Aktivität in Form von Rutschungen und Bergstürzen zur Folge haben.
Das eigentliche Tibetische Hochland sowie das nördliche Hochasien sind durch ein
komplexes System aus Beckenzonen und Hochländern mit umgebenden Randgebirgen
charakterisiert. Es besteht überwiegend aus gewellten, tertiären Rumpfflächensystemen,
denen gefaltete Gebirgsmassive aufgesetzt sind (CUI et al. 1996). Für den Inneren und den
Tibetischen Himalaya sind dabei die Vorkommen von glazialem und periglazialem
Formenschatz charakteristisch. So finden sich neben breiten, oftmals mit mächtigen
Moränenablagerungen verfüllten Trogtälern ausgedehnte Felsflanken, die in Schutthalden
versinken. Für das nördliche Plateau sind ausgedehnte Frostschuttbereiche
landschaftsprägend, da weite Teile geschlossenes Permafrostgebiet sind (MIEHE 2004, KUHLE
1982). Nach Osten schließt sich schließlich, über eine getreppte Abdachung von Hochasien
über die osttibetischen Randketten zum Roten Becken von Sichuan, das Ostchinesische
Becken mit seinen fruchtbaren Schwemmländern an.
Das Untersuchungsgebiet in Südost-Tibet umfasst in seiner Ost-West-Ausdehnung ca. 800km
(99° 29`E bis 91°31`E), in seiner Nord-Süd-Erstreckung ca. 200km (31°07`N bis 30°18,5`N).
Es reicht damit von den monsunal beeinflussten, tief eingeschnittenen Durchbruchstälern der
meridionalen Stromfurchen bis weit in die Talschaften des zunehmend kontinental-trockenen
Plateaubereichs nördlich von Lhasa. In den folgenden Kapiteln werden nun die wesentlichen
Aspekte dieses Naturraums detailliert beschrieben.
8

2 Der Untersuchungsraum
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2.2 Klimatische Verhältnisse
Das Tibetische Hochland mit seinen einrahmenden Gebirgszügen liegt im Übergangsbereich
zwischen dem monsunal beeinflussten Indischen Subkontinent und den hochkontinentalen
Bereichen der zentralasiatischen Steppen- und Wüstenklimate. Entscheidend für das
Verständnis der großklimatischen Verhältnisse Hochasiens sind die Effekte des Tibetischen
Hochlandes als i) Empfänger hoher Strahlungsmengen und ii) orographische Barriere für die
regionalen Zirkulationssysteme (MURAKAMI 1987, HAFFNER 1997). Kennzeichnend für das
Klima Tibets sind subtropisch-autochthone Bedingungen, die saisonal wechselnd durch die
Westwinddrift und die Monsunzirkulation modifiziert werden. Der Himalaya und die westlich
anschließenden Gebirge bilden eine regionale Klimascheide und trennen den monsunal
beeinflussten Indischen Subkontinent im Süden von dem (bis auf den Südosten) von
großzirkulatorischen Störungseinflüssen nahezu vollständig abgeschotteten kontinentaltrockenen
zentraltibetischen Hochland (WEISCHET & ENDLICHER 2000). Die synoptischen
Rahmenbedingungen führen zu einer charakteristischen, saisonal ausgebildeten Zweiteilung
der Niederschlags- und Temperaturverhältnisse im Untersuchungsraum, die im Folgenden
erläutert werden sollen.
Aufgrund seiner südlichen Breitenlage und Höhen von über 4000m führt die zunehmende
Einstrahlung des Hochgebirgsblocks im Frühjahr zu einer Erwärmung des Tibetischen
Plateaus gegenüber dem Breitenkreismittel um 4°C, die wiederum eine Veränderung des
Luftdrucks in der oberen Troposphäre zur Folge hat (FLOHN 1968, HAFFNER 1997). Dies führt
zur Ausbildung eines bodennahen, thermisch bedingten Hitzetiefs mit mehreren lokalen
Tiefdruckzellen. Aufgrund des starken Luftdruckgefälles entsteht eine landeinwärts gerichtete
Strömungskomponente, die für den Antrieb der indischen und asiatischen Monsunzirkulation
verantwortlich ist. Die für das Tibetische Hochland feststellbare regionale Differenzierung der
Niederschlagsverhältnisse zeichnet dabei direkt das Bild der Bewölkungsverteilung ab
(WEISCHET 2002). Während der Nordwesten des Plateaus durch sehr geringe
Jahresniederschläge mit Summen bis unter 25mm gekennzeichnet ist, ist von Nordwest nach
Südost ein Gradient mit genereller Niederschlagszunahme festzustellen. So steigen die
Niederschläge vom zentralen Hochland mit 200-400mm Jahresniederschlag auf Werte von
über 800mm im Südosten an (BÖHNER 1996, 2006).
Die für diese Niederschlagsmengen notwendigen wasserdampfreichen Luftmassen werden
durch die sommerliche Monsunzirkulation bereitgestellt. Das Vordringen feucht-labil
geschichteter Monsunluft aus den Tiefländern Indiens und Südostasiens erfolgt hauptsächlich
entlang der tief eingeschnittenen Schluchten der meridionalen Stromfurchen sowie des
Tsangpo-Tales. Diese orographisch bedingten Leitbahnen erlauben das Vorstoßen monsunaler
Luftmassen bis weit in den südöstlichen Bereich des Plateaus (FLOHN 1971, SCHWEINFURTH
9

2 Der Untersuchungsraum
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1981, WEISCHET 2002) (Abbildung 3). Der Stau der wassergesättigten Monsunluft an den
Bergketten und Hängen führt dort zu teilweise heftigen Konvektionsregen, deren Variabilität
im Tagesgang, innerhalb der Regenzeit als auch von Jahr zu Jahr sehr groß sein kann (YANAI
& WU 2006). In den Sommermonaten befindet sich Osttibet unter dem Einfluss der indischen
und ostasiatischen Monsunzirkulation, während deren der Hauptteil der Jahresniederschläge
fällt. Der Westen und Norden des Hochlandes werden dagegen von der feuchten
Monsunströmung nicht mehr erreicht, wodurch sich der geschilderte SE-NW-gerichtete
Gradient abnehmender Humidität ergibt.
Abbildung 3: Niederschlagssummen in Hochasien in den Monaten Januar und Juli. Quelle: Böhner (2006).
Mit der Abschwächung des thermischen Hitzetiefs im Herbst verringert sich auch das für den
Antrieb der Monsunströmung entscheidende Luftdruckgefälle. Im Winter kehrt sich mit dem
Aufbau eines Kältehochs über Zentralasien der Luftdruckgradient um, und das Tibetische
Hochland gerät unter den Einfluss der zyklonalen Westwinddrift. Während des
Winterhalbjahres werden die Westwinde im 200 hPA-Niveau durch einen Blockadeeffekt an
der Gebirgsbarriere des Pamir-Karakorum in einen stärkeren nördlichen und schwächeren
südlichen Ast aufgespalten (MURAKAMI 1987). Während dies für Pamir, Karakorum und
Nordindien deutliche Niederschläge zur Folge hat, sind für das Tibetische Plateau häufige
Strahlungswetterlagen mit trockenen, nordwestlichen Winden aus Zentralasien
charakteristisch, während derer z.T. deutliche Temperaturminima verzeichnet werden. Die
Talfurchen der großen Durchbruchsströme bleiben aufgrund ihrer thermischen Gunstlage
jedoch von Frösten weitgehend verschont. Einbrüche zyklonaler Störungen bis in den
Zentralbereich des Plateaus liefern bisweilen winterliche Schneemengen, über die nur sehr
wenige Daten und Beobachtungen vorliegen. WEISCHET & ENDLICHER (2000) postulieren für
das Hochplateau spärliche Schneedecken, da deren Bildung durch die wasserdampfarmen
Luftschichten, durch Konvektionsbewölkung bei niedrigem Bedeckungsgrad und extremer
10

2 Der Untersuchungsraum
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Einstrahlungsenergie weitestgehend unterbunden wird. Die maximalen Schneehöhen
erreichen daher oft nur wenige Zentimeter und sind selten persistent 3 . Generell ist in diesen
Höhenlagen während der Wintermonate aufgrund enormer Strahlungsintensität und starker
Winterstürme neben typischen Schneeverwehungen ein frühzeitiges Ausapern der
südexponierten Hänge zu beobachten. Schattenhänge können dagegen vor allem in den
stärker monsunal beeinflussten Gebieten im Südosten länger mit Schnee bedeckt sein
(WEISCHET 2002). Im Frühjahr stehen für die Vegetation in Südosttibet daher insgesamt
deutlich weniger Schmelzwässer zur Verfügung, als dies z.B. in den durch Winterregen
geprägten Gebieten des Pamir oder Karakorum der Fall ist. Dieser Sachverhalt ist vor allem
für die spätere Interpretation der δ 18 O-Werte von Bedeutung.
Die geschilderten klimatischen Verhältnisse sind innerhalb von Hochgebirgstälern aufgrund
des Reliefs und der Höhenlage zusätzlich durch prägnante lokalklimatische Effekte
modifiziert, die extreme vertikale Gradienten von Niederschlag und Temperatur hervorrufen
können. Durch die im Gebirge auftretenden Hangwinde kommt es zur tagesperiodisch
wechselnden Ausbildung lokaler Tiefs und Hochs. So erwärmen sich die südexponierten
Gebirgshänge tagsüber stärker als die umgebende Luft. Aufgrund dessen findet man am
Hangbereich ein thermisch induziertes Tief, während sich in der Talsohle ein thermisches
Hoch ausbildet (BENDIX 2004). Daraus resultiert tagsüber ein hangaufwärts gerichteter
Luftstrom, der mit entsprechender Wolkenbildung und z.T. sehr ergiebigen Niederschlägen an
den Talflanken verknüpft ist, während sich die Talböden infolge absinkender Luftströmungen
durch aride bis semiaride Bedingungen mit geringen Niederschlägen auszeichnen (TROLL
1966, SCHÖNWIESE 2003).
Zusätzlich können lokal auftretende Föhneffekte zur weiteren hygrischen Differenzierung des
Klimas in Hochgebirgen beitragen (WEISCHET 2002). So betont auch FLOHN (1958) den
größtenteils konvektiven Charakter der sommerlichen Niederschläge in Tibet, da durch rasch
wechselnde topographische Situationen und Geländekonfigurationen die tagesperiodischen
Zirkulationsphänomene in der Monsunluft bedingt werden. Verglichen mit den gemessenen
Niederschlagswerten an den Talstationen sind die Monatssummen an den höher gelegenen
Baumstandorten im subalpinen Waldgrenz-Ökoton daher als nicht repräsentativ anzusehen 4 .
3 Insgesamt ergibt sich nach BÖHNER (1994) für diese Stationen im Januar ein Wert von ca. 10mm
Niederschlag in Form von Schnee. Die Annahme einer weitestgehend durch nicht perennierende
Schneedecken charakterisierten Hochfläche wird auch von MIEHE (2004) postuliert, der das fehlende weiße
Winterkleid der tibetischen Säuger- und Vogelfauna als zusätzlichen Hinweis hierauf angibt.
4 Die mangelnde, vertikale Übertragbarkeit gemessener Klimadaten in subtropischen und tropischen
Gebirgen wird nach FLOHN (1987) dadurch hervorgerufen, dass dort die Wolken- und
Niederschlagsverteilung hauptsächlich durch konvektive Prozesse und den Tagesgang der Zirkulation
gesteuert wird. Die Repräsentativität von in Tallagen gemessenen Klimawerten auf höher liegende
Untersuchungsbereiche ist daher als „sehr limitiert anzusehen“.
11

2 Der Untersuchungsraum
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Vielmehr ist für die Niederschläge von einem Gradienten von der Talsohle zu den
Höhenlagen auszugehen, der allerdings im Gegensatz zum Temperaturgradienten schwer zu
quantifizieren ist, da er nicht linear zunimmt.
Abbildung 4 zeigt für das Untersuchungsgebiet in Südosttibet eine Zusammenstellung
verschiedener Klimadiagramme nach WALTER & LIETH (1967). Für alle dargestellten
Klimastationen sind die eingipfligen Niederschlagsmaxima im Sommer sowie der Jahresgang
der Temperaturamplituden mit ca. 15-20°C charakteristisch. Winterliche Niederschläge sind,
wie bereits geschildert, selten und spärlich. Dafür tritt nach Norden und Westen hin eine
winterliche Trockenperiode in den Vordergrund, die sich mit zunehmender Kontinentalität
verlängert und sich zusätzlich durch abnehmende Wintertemperaturen auszeichnet
(Klimadiagramm der Station Nagqu). Anhand der Klimastationen am Oberlauf des Yarlung
Tsangpo wird deutlich, dass die Dauer der sommerlichen Regenzeit analog dazu immer kürzer
wird, und die Jahressummen der Niederschläge stark zurückgehen (DOMRÖS & PENG 1988).
So wird z.B. die Lage des Yarlung Tsangpo-Tales im Regenschatten des Himalayas
offensichtlich. Während die weiter östlich liegenden Stationen Nyingchi und Mainling noch
eine ausgeprägte Regenzeit von April bis Oktober mit jährlichen Niederschlagssummen von
über 650mm aufweisen, ergibt sich zu den weiter westlich liegenden Stationen Tsetang und
Lhasa ein deutlicher Niederschlagsgradient und ein Zurücktreten humider Bedingungen auf
drei bis maximal vier Monate während des Hochsommers (BRÄUNING 1999b).
WEISCHET & ENDLICHER (2000) postulieren für die Temperaturen Tibets einen typischen und
prägnanten Tagesgang. So ist durch das wasserdampfarme Strahlungsklima mit geringem
Bewölkungsgrad über dem zentralasiatischen Hochgebirgsblock eine große diurnale
Amplitude charakteristisch. Für den Monat Juli geben DOMRÖS & PENG (1988) mittlere Werte
um 13°C an, die im Winter aufgrund der Bildung von Ausstrahlungsinversionen am Boden
Werte um 16°C erreichen können. Für die Station Qamdo kann FLOHN (1958) eine
Temperaturamplitude im Tagesgang von 18,5°C der mittleren Julitemperaturen und bis zu
22°C im Dezembermittel nachweisen.
Es wird deutlich, dass die großräumige Monsunzirkulation nur den groben Rahmen für die
hygrothermischen Verhältnisse des Untersuchungsraumes liefert. Für die Waldvegetation
bleibt festzuhalten, dass für die Feuchtigkeitsversorgung und die damit verbundenen
standortsökologischen Voraussetzungen die Lage des Kondensationsniveaus im kombinierten
System von Berg-Tal-Winden und Luv-Lee-Effekten von zentraler Bedeutung ist. Zusätzlich
werden durch z.T. hohe Temperaturamplituden im Jahresgang thermische Bedingungen
geschaffen, die kleinräumig modifizierend auf Artenzusammensetzung und Wuchsfaktoren
innerhalb der Waldstandorte wirken können.
12

2 Der Untersuchungsraum
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Abbildung 4: Lage ausgewählter Klimastationen Südosttibets mit den zugehörigen Klimadiagrammen nach
WALTER & LIETH (1967). Kartengrundlage: eigene Darstellung. Reliefbild: verändert nach BRÄUNING (2004).
13

2 Der Untersuchungsraum
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2.3 Verbreitung und Höhenstufung der Vegetation in Osttibet
Da sich diese Arbeit mit der isotopenphysikalischen Analyse subalpiner Koniferen befasst,
sollen diese im folgenden Kapitel hinsichtlich ihrer floristisch-ökologischen Verbreitung
vorgestellt werden. Der nachfolgende Überblick über Floristik, Charakter und Verbreitung der
wichtigsten Nadelwaldtypen Osttibets beruht auf den Arbeiten von WANG (1961), CHEN
(1987) und BRÄUNING (1999b).
Floristisch betrachtet gehören 50-75% der Taxa des subtropisch-montanen Nadelwaldgürtels
dem sino-himalayischen Florenelement an, dem jedoch auch Vertreter der indo-malayischen
und borealen Florenelemente beigemischt sind (CHANG 1981, BRÄUNING 1999b).
Charakteristisch für Tibet ist, dass sich die Wälder auf die Hänge der Talschaften und Gebirge
im Südosten und Süden beschränken, während der Kernbereich des Hochlandes eine
baumlose Region alpiner Matten, Steppen und Wüsten ist. Die vertikale wie die horizontale
Verbreitung der Vegetation Osttibets selbst zeichnet demnach ein direktes Abbild der
vorherrschenden klimatischen Verhältnisse nach, wobei bis auf die Gebirgsregionen und die
Durchbruchstäler eine horizontale Vegetationsdifferenzierung dominiert (ZHENG DU 1983).
Entlang des geschilderten SE-NW-gerichteten Niederschlagsgradienten ergeben sich
wesentliche Modifizierungen hinsichtlich der floristisch-ökologischen Zonierung Tibets. So
entspricht der hygrische Gradient von den humiden über die sub-humiden hin zu den semiariden
bis vollariden Regionen West- und Nordtibets einem Vegetationsgradienten von
Wäldern über alpine Matten, bis hin zu alpinen Steppen und Wüsten (CHANG 1981). Die
vertikale Höhenstufung der Vegetation Osttibets ist in direktem Zusammenhang mit den
klimatischen Grundlagen im Untersuchungsbereich zu sehen. Der in Kapitel 2.2 geschilderte
Niederschlagsgradient zwischen den ariden Tallagen und humiden Hanglagen führt zur
hydrologischen Begünstigung der Talflanken und kann dort möglicherweise zur lokalen
Ausbildung einer trockenheitsbedingten unteren Waldgrenze führen. Die Frage nach Lage und
Vorhandensein solch einer klimatisch bedingten, unteren Waldgrenze ist nach BRÄUNING
(1999b) jedoch noch nicht abschließend geklärt. Unbestritten ist, dass durch Beweidung und
Abholzung der Grenzsaum als stark anthropogen überprägt anzusehen ist.
In den monsunal geprägten südöstlichen Randlagen Tibets bestocken ausgedehnte
Waldbestände alle Expositionen. Die artenreichsten Nadelwälder mit zahlreichen Picea,
Abies, Larix und Pinus-Arten treten in den niederschlagsreicheren Gebieten am Ostrand des
Plateaus sowie in den meridionalen Stromfurchen auf. Im Unterwuchs sind zahlreiche Arten
von Rhododendron, Berberis, Lonicera, Spiraea, Rubus und weiteren Rosaceen
vergesellschaftet. In den hygrothermisch begünstigten Bereichen der Durchbruchstäler finden
sich ferner verschiedene subtropische Arten wie Keteleeria spp. und Pinus yunnanensis. Das
Vorkommen von Juniperus-Wäldern ist dort auf südlich-exponierte bzw. gestörte Standorte
14

2 Der Untersuchungsraum
___________________________________________________________________________
beschränkt (BRÄUNING 1999b). Mit zunehmender Kontinentalität ziehen sich die
feuchteliebenden Koniferenwälder auf eher nordexponierte Schatthanglagen zurück, während
die Südhänge von konkurrenzschwächeren, aber wärme- und trockenresistenteren Arten
eingenommen werden. Zusätzlich ist in den kontinentaleren Bereichen des Hochplateaus eine
starke Abnahme der Artenzahl festzustellen (BRÄUNING 1999b). So vereinfacht sich nach
Westen und Norden hin die ökologische Gliederung der zonalen Waldtypen prägnant. Auf
strahlungsexponierten Südhängen werden lichte Wacholderwälder vorherrschend, die den
relativ geringen Niederschlägen, der hohen Verdunstungsrate und den extremen
Temperaturwechseln im Tagesverlauf am besten angepasst sind (WINKLER 1998). Diese
trockenen Offenwälder mit großen Solitärbäumen (sog. „Baumwacholdern“) zeigen für
Einzelindividuen zum Teil Höhen von 8-12m, die in Gunstlagen gar bis 25m aufwachsen
können (WANG 1961). Westlich des Salween finden sich auf den nördlichen Expositionen
Picea balfouriana und Picea linzhiensis-Wälder, die allerdings nach Westen hin stark
ausdünnen und schließlich ganz verschwinden. Dies resultiert in einer charakteristischen
Vegetationsasymmetrie zwischen licht bestandenen Sonnhängen und dicht bestockten
Schatthängen, die schon VON WISSMANN (1960) für Südost-Tibet eingehend beschrieben hat.
Im Gebiet der meridionalen Stromfurchen beginnt die Vegetationshöhenstufung nach
CHANG (1981) auf einem Niveau zwischen 2000 und 2500m mit subtropischen, immergrünen
Laubwäldern mit Quercus incana und Quercus gilliana als Bestandesbildnern der untersten
Talbereiche. Unterhalb des lokal z.T. stark differierenden Kondensationsniveaus herrschen
allerdings sehr warme und trockene Bedingungen. So finden sich Wälder nur auf
höherliegenden Hängen oberhalb des Kondensationsniveaus, wo durch konvektive
Niederschläge ausreichend Feuchtigkeit zur Verfügung gestellt wird. Die semi-ariden
Talböden dagegen sind durch trockenheitsangepasste Dornsträucher wie Sophora vicinifolia
und Elsholtzia capituligera charakterisiert. Ab 2500m bis ca. 3200m lässt sich ein unterer
montaner Koniferen- und Laubwald-Gürtel ausgliedern. Auf Südhängen setzt sich dieser aus
Wäldern mit Pinus densata und Quercus aquifolioides zusammen, während an trockeneren
Stellen Wälder aus Pinus armandii stocken. Auf Nordhängen sind dagegen Wälder aus Picea
balfouriana oder Picea likiangensis var. lizhiensis bestandesbildend. Der dichte Unterwuchs
setzt hier aus Enkianthus deflexus, Lindera cercidifolia, Acer campbellii sowie verschiedene
Rhododendron-Arten zusammen, die typisch für den Unterwuchs im Bereich der
meridionalen Stromfurchen sind. Ab Höhen von 3200m bis zur oberen Waldgrenze, die im
Bereich der Durchbruchstäler bei ca. 4600m liegt, schließt sich die Zone der dunklen
Koniferenwälder an. Diese bestehen aus Abies delavayi (im Ostteil Tibets) bzw. Abies
spectabilis (im südwestlichen Teil Tibets). Den Unterwuchs bilden hier wiederum Arten des
sino-himalayischen Florenelementes wie Rhododendren, Sorbus spp., Rosa omeiensis sowie
Lonicera succata, denen einige boreale Elemente wie Vaccinium spp., Bergenia, Polygonum
viviparum und Fragaria vesca beigemischt sind. Als Sonderfall finden sich nach MIEHE
15

2 Der Untersuchungsraum
___________________________________________________________________________
(2004) kleinräumig in feuchtesten Lagen großblättrige Rhododendron-Wälder mit mächtigen
Schichten von Moosepiphyten.
Die Höhenlage der oberen Waldgrenze steigt von den Durchbruchstälern zum eigentlichen
Hochland hin deutlich an. So beschreibt SCHICKHOFF (2005) bedingt durch den
Massenerhebungseffekt auf einer Horizontaldistanz von 400-500km einen Anstieg der
Waldgrenze nach Norden und Westen um 900-1000m auf maximal 4700m. Nach Norden hin
wird das Klima, wie bereits geschildert, zusätzlich kälter und trockener. Dies bedeutet für die
Zusammensetzung der Vegetation, dass insbesondere auf den hochgelegenen,
strahlungsexponierten Südhängen die bisherigen bestandesbildenden Arten zunehmend durch
Juniperus tibetica und Juniperus convallium ersetzt werden. Deren obere Verbreitungsgrenze
steigt in Richtung ihrer Westgrenze analog zur zunehmenden Höhenlage der Talböden und
ansteigendem Kondensationsniveau auf Höhen bis über 4600m an. Die dichten,
feuchteliebenden Koniferenwälder verschwinden mit zunehmender Kontinentalität ganz und
werden mit abnehmendem Bedeckungsgrad allmählich durch einen lichten Juniperus-
Steppenwald ohne Kronenschluss ersetzt. Diese Offenwälder erhalten durch Gräser und
Stauden im Unterwuchs einen charakteristischen wiesenartigen, lichten Charakter und sind
die trockenste Waldformation Hochasiens (MIEHE 2004). Nach Westen gehen diese
Steppenwälder in eine alpine Steppenvegetation mit Stipa spp. über, während sich nach
Nordosten und Osten hin alpine Matten mit Kobresia spp. anschließen. Diese beiden
Vegetationsgesellschaften bilden für die über 4500m liegenden Teile des Tibetischen
Hochlandes den zonalen Vegetationstyp.
Am Oberlauf des Tsangpo zwischen 90°W und 92°W sind in isolierten Einzellagen und im
Schutz klösterlicher Siedlungen noch vereinzelt Wacholderhaine anzutreffen, die
offensichtlich Restbestände einer alten Kulturlandschaft darstellen (MIEHE et al. 2000). Diese
Juniperus tibetica-Bestände, die dort auf Südhängen die obere Waldgrenze zwischen 4600
und 4800m prägen, bilden - mit Ausnahme einiger Polylepis-Bestände in den Anden – damit
die am höchsten gelegenen Baumstandorte der Welt (SCHICKHOFF 2005).
2.4 Anthropogener Einfluss
Die heutigen Waldbestände Südost- und Südtibets und ihr Verteilungsmuster werfen vermehrt
die Frage auf, ob die aktuell waldlosen Hochgebirgshalbwüsten im Übergangsbereich zu den
Steppenklimaten, wie sie z.B. in der Umgebung von Lhasa zu finden sind, „nicht eine durch
Desertifikation entstandene wüstenhafte Kulturlandschaft ist, die potentiell Wald tragen
würde“ (MIEHE & MIEHE 2001). Gestützt wird diese Hypothese von den rezenten
Niederschlagssummen, die als durchaus ausreichend für eine Bestockung mit Steppenwäldern
16

2 Der Untersuchungsraum
___________________________________________________________________________
angesehen werden. So wurden in ersten Projektversuchen zur Wiederbewaldung auf
waldlosen Hängen bei Lhasa positive Erfahrungen mit der Aufzucht heimischer
Wacholderarten gemacht, die aufgrund ihrer Wuchsstrategien optimal an die dortigen
Klimaverhältnisse angepasst sind (MIEHE et al. 2000, 2006). Einzelne isolierte Vorkommen
von Bäumen an Normalstandorten mit ausreichend Niederschlag in den ansonsten
degradierten, waldfreien Landschaften sind daher als Zeugen potentieller natürlicher
Vegetation bzw. der Waldfähigkeit dieser Region anzusehen 5 . So sind isoliert stehende
Wacholderhaine bis 500km westlich der aktuellen Grenze der Gebirgswälder in der
südöstlichen Abdachung des Tibetischen Hochlandes heute zweifelsfrei nachgewiesen
(MIEHE et al. 2000, 2006).
Offen ist jedoch nach wie vor, wann und wie die großflächigen Wacholderwälder in Südtibet
verschwanden. Hierbei sind lückenhafte Aufzeichnungen und die geringe Zahl der meist aus
Klosterberichten stammenden Informationen ein Haupthindernis zur Klärung dieser Frage.
Bislang stützen sich die wenigen Quellen vor allem auf pollenanalytische Untersuchungen
und daraus abgeleiteten Rekonstruktionen vergangener Umweltbedingungen (CAIMING SHEN
2003, SCHLÜTZ 1998, 1999). Zusätzlich vertreten einige Autoren die Theorie von
bestandesvernichtenden, zerstörerischen Waldbränden (MIEHE & MIEHE 2001, WINKLER
1994, 1998). Eine weitere Informationsquelle sind Reiseberichte von Forschungsreisenden,
die von ausgedehnten Wäldern in Gegenden berichteten, wo heute nicht einmal mehr
Einzelbäume zu finden sind (SCHWEINFURTH 1957, VON WISSMANN 1960, 1961). Ein Grund
hierfür dürfte der, neben dem hohen Brennholz- und Baustoffbedarf der einheimischen
Bevölkerung, zwischen den 1950er und 1990er Jahren dramatisch angestiegene Holzeinschlag
der chinesischen Holzindustrie sein. Die Hauptentnahme fand dabei größtenteils entlang des
Straßennetzes und in leichter zugänglichen Waldgebieten statt. Die staatlich kontrollierte, auf
kurzfristige Holzentnahme ausgerichtete Holzwirtschaft gefährdete allerdings ohne
stattfindende nachhaltige Nutzung in erheblichem Maße das ökologische Gleichgewicht in der
Waldregion Osttibets. Die bis in die 1990er Jahre reichende starke Abholzung hatte
zwischenzeitlich einen alarmierenden Umfang angenommen. So prognostizierte z.B. HE
(1991) bei anhaltend hoher Einschlagmenge ein völliges Verschwinden der Wälder West-
Sichuans innerhalb der nächsten zwei Dekaden. Inzwischen wird jedoch versucht, durch
Wiederaufforstungsprojekte
gewährleisten.
zumindest eine nachhaltige Nutzung der Wälder zu
Ein zusätzliches Problem sind die zahlreichen Viehherden der tibetischen Nomaden, die durch
Weidedruck die Waldgebiete immer weiter zurückdrängen. WINKLER (1994) und FRENZEL et
al. (1995) führen die vielfach postulierte Waldfreiheit der Sonnhänge Südosttibets auf starken
5 Nach MIEHE & MIEHE (2001) ist Baumwuchs in Südtibet entgegen der Meinung anderer Autoren (z.B. LI,
1993) bereits ab einer Menge von ca. 250mm Jahresniederschlag durchaus möglich.
17

2 Der Untersuchungsraum
___________________________________________________________________________
Weideeinfluss zurück, da die Sonnhänge als schneefreie Winterweiden das Überleben der
Viehherden im Winter sicherstellen. Speziell die südexponierten, lichten Wacholder-
Waldsteppen und Steppenwälder eignen sich mit ihrem grasreichen Unterwuchs zur
Waldweide. Hierbei wird jedoch die Naturverjüngung durch starken Verbiss behindert oder
kommt z.T. sogar völlig zum Erliegen. Trittschäden, bei denen Jungpflanzen verletzt oder
zerstört werden sowie damit einhergehende Bodenverdichtung, gekoppelt mit verminderter
Wasseraufnahme, unterstreichen deutlich die gravierenden Auswirkungen anthropozoogener
Einflüsse auf die natürliche Waldstruktur in diesem sensiblen Naturraum.
2.5 Untersuchte Standorte
Im Rahmen der vorliegenden Arbeit wurden zwei verschiedene Baumarten beprobt. Zur
Erstellung von mehrhundert- bis tausendjährigen Zeitreihen wurden ausschließlich Wacholder
der Art Juniperus tibetica ausgewählt. Zum Vergleich artspezifischer pflanzenphysiologischer
Reaktionen auf das Klima wurden innerhalb eines Standortes mit Juniperus tibetica und Picea
balfouriana zwei Baumarten analysiert. Aufgrund des Vorkommens auf Südexposition
(Wacholder) bzw. nördlichen Hanglagen (Fichte) unterscheiden sich deren lokale
Standortbedingungen erheblich. Wie bei TREYDTE (2003) bereits erwähnt wird, limitiert der
erhebliche Laboraufwand bei isotopenphysikalischen Untersuchungen die bearbeitbare
Probenzahl. Die gewünschte zeitliche Auflösung sowie die Anzahl der bearbeiteten Proben
am Standort (die sog. Belegungsdichte) kann dadurch in erheblichem Maße eingeschränkt
werden. Um dies zu vermeiden, befasst sich diese Arbeit mit drei ausgewählten
Untersuchungsflächen, die annähernd einen West-Ost gerichteten Gradienten abnehmenden
Monsuneinflusses repräsentieren sollen (Abbildung 5). Die Lage der Standorte lässt sich
geographisch wie folgt darstellen:
18
� die Lokalität Haize Shan, die zwischen den Tälern des Yangtze und Yalung liegt
(30°18`N/99° 29`E),
� der am Oberlauf des Mekong liegenden Standort Qamdo (31°07`N/97°02`E) und
� der nördlich von Lhasa liegenden Standort Reting (30°18,5`N/91°31`E).
Sämtliche Standorte zeichnen sich durch Hangneigungen zwischen 30 - 35° aus und liegen
nahe der alpinen Waldgrenze, da das Jahrringwachstum hier in erheblichem Maße von den
dort herrschenden Klimafaktoren bestimmt wird (SCHWEINGRUBER et al. 1990). Während die
Wacholderstandorte alle annähernd südexponiert sind, stockt der Fichtenbestand eher auf
einem SO-exponierten Hang. Beprobt wurden ausschließlich im Bestand dominante Bäume.
Im Folgenden sollen die wesentlichen Charakteristika der Untersuchungsflächen kurz
dargestellt werden.

2 Der Untersuchungsraum
___________________________________________________________________________
Abbildung 5: Lage der Untersuchungsflächen mit den untersuchten Baumarten in Südost-Tibet.
Kartengrundlage: BRÄUNING (2004).
2.5.1. Standort Haize Shan
Die Untersuchungsfläche Haize Shan liegt auf 4400 müNN am Rande des Gebirgszuges
Shaluli Shan, der die lokale Wasserscheide zwischen den großen Strömen des Yalung und des
Yangtze bildet. Der Standort ist durch den starken Einfluss monsunal bedingter Niederschläge
in den Sommermonaten geprägt. Lokalklimatisch modifizierend wirken nahe gelegene kleine
Seen, die durch Gletscher aus den umgebenden Höhenlagen gespeist werden (Foto 1). Dies
führt insgesamt zu kühl-humiden Bedingungen, die auch durch das Vorkommen von Flechten
im Baumbestand bestätigt werden. Auf dem SSW-exponierten Hang der Untersuchungsfläche
dominiert ein typischer Offenwald mit einem Bedeckungsgrad von weniger als 20%, der bis
zur oberen Waldgrenze bei 4400m den aktuellen Waldgrenzgürtel dominiert. Bestandsbildner
der Baumschicht in dieser Höhenlage ist ausschließlich Juniperus tibetica, der sich in 8-12m
hohen Einzelindividuen über die Untersuchungsfläche verteilt. Aufgrund der Nutzung als
Waldweide ist der Unterwuchs durch eine typische Vergesellschaftung von alpiner
Mattenvegetation mit Zwergsträuchern und verbissfesten Dornsträuchern wie Berberitzen und
Rosen gekennzeichnet.
19

2 Der Untersuchungsraum
___________________________________________________________________________
Foto 1: Blick auf die
Untersuchungsfläche
Haize Shan (roter Kreis).
Im Vordergrund sind
zwei Seen erkennbar, im
Hintergrund die
Ausläufer des Shaluli
Shan. Bildausschnitt
links oben: Blick auf die
Vegetationsgesellschaft
am Standort.
Foto: BRÄUNING (1994).
2.5.2 Standort Qamdo
Der Standort Qamdo liegt in der Nähe der gleichnamigen tibetischen Stadt am Oberlauf des
Mekong und ist durch vergleichsweise kontinentale Klimaverhältnisse charakterisiert. Er ist
für die Erstellung der Isotopenchronologien im Rahmen dieser Arbeit von zentraler
Bedeutung, da hier die längste Jahrringchronologie mit ca. 1500 Jahren erstellt werden
konnte. Während das Klimadiagramm der Talstation Qamdo eine auf wenige Sommermonate
beschränkte humide Periode und damit trocken-warme Bedingungen angibt (Abbildung 4),
muss für die höhergelegenen Waldstandorte aufgrund der dort vorkommenden
Vegetationsgesellschaft ein anderer Klimacharakter angenommen werden. So deuten die von
Flechten der Gattung Alectoriella spp. behangenen Fichtenwälder eher auf feucht-temperierte
klimatologisch-ökologische Verhältnisse am Standort hin (BRÄUNING 1999b; Foto 2). Ob und
wie diese Unterschiede zwischen Tal und Höhenlagen durch lokalklimatische Faktoren
bedingt sind, ist allerdings noch nicht abschließend geklärt. Die Untersuchungsfläche des
Standorts Qamdo liegt auf einer Höhe zwischen 4400 und 4600m an einem konvex
verlaufenden Hang mit wechselnden Expositionen (Foto 2). Im oberen Waldgrenzbereich
kann sich Juniperus tibetica bestandesbildend auf den südexponierten Hängen durchsetzen
und bildet dort in offener Formation bei 4600m die obere Waldgrenze. Der Bedeckungsgrad
des Wacholder-Offenwaldes liegt bei ca. 20%. Durchschnittlich erreichen die einzelnen
Individuen an diesem Standort Höhen von bis zu 12m, einzelne Exemplare überragen den
Bestand mit bis zu 20m Wuchshöhe.
20

2 Der Untersuchungsraum
___________________________________________________________________________
Foto 2: Blick auf die
Untersuchungsfläche am
Standort Qamdo. In der
linken oberen Bildhälfte
sind die lichten
Wacholder-wälder des
Südhanges erkennbar,
während in der rechten
mittleren Bildhälfte die
dichten und mächtigen
Bestände von Picea
balfouriana in eher
nördlicher Exposition
auffallen. In orange
deutlich erkennbar:
Flechten der Gattung
Alectoriella spp.
Foto: BRÄUNING (1992).
Charakteristisch ist an diesem Standort der für Offenwälder typische grasreiche Unterwuchs
mit Polsterpflanzen, Artemisia- und Asteraceen-Arten sowie Polygonum viviparum. Auch hier
finden sich durch den starken Beweidungsdruck zahlreiche Dornsträucher wie Berberis spp.
Auf den östlichen und südöstlichen Expositionen bis 4500m stocken, bedingt durch feuchteres
und strahlungsärmeres Lokalklima größere, dicht stehende Bestände an Picea balfouriana.
Die 20-25m hohen, oft mit Epiphyten behangenen Exemplare sind mit einem Bedeckungsgrad
von ca. 50% über die Untersuchungsfläche verteilt. Als vorherrschende Bodentypen lassen
sich hier nach dem ATLAS DES TIBETPLATEAUS (1990) großräumig Cambisols und alpine
Rohhumusböden ausgliedern. Dies stimmt gut mit Beobachtungen von BRÄUNING (freundl.
mündl. Mitteilung) überein, der für diesen Standort tiefgründig verwitterte, schluffhaltige
Fließerden mit Hangschutt angibt.
2.5.3 Standort Reting
Die Untersuchungsfläche Reting liegt an einem südexponierten Hang auf einer Höhe von
4000-4300m in unmittelbarer Nachbarschaft des Klosters Reting in einem Seitental des
Kyichu-Flusses. Die jährlichen Niederschlagssummen (s. Stationen Lhasa und Nagqu in Abb.
2) erreichen hier Werte zwischen 300 bis maximal 500mm und sind durch die naturräumliche
Lage des Standortes im Regenschatten des Nyengchêngtangula-Shan bedingt. Der klimatisch
als trocken-warm zu klassifizierende Standort ist durch flach- bis mittelgründige Cambisole
21

2 Der Untersuchungsraum
___________________________________________________________________________
auf Hangschuttdecken mit meist flachen Rasenschichten charakterisiert, die im Übergang zur
Talsohle in tiefgründig verwitterte Kolluvisole übergehen (KAISER 2004).
Foto 3 verdeutlicht die typischen Charakteristika der Pflanzengesellschaft am Standort. Durch
die Nutzung als Weide wird hier der Wacholderjungwuchs durch Viehtritt und Beweidung
stark gestört und größtenteils vernichtet (MIEHE et al. 2006). Es kann daher keine
Naturverjüngung am Standort erfolgen, wodurch der Bestand stark überaltert ist und sich
durch das Vorhandensein von Solitärbäumen mit einem Bedeckungsgrad von 15-20%
auszeichnet. In diesem Offenwald des Steppenwald-Ökotons erreichen Einzelindividuen dabei
Höhen von bis zu 12m. Analog zum Standort Qamdo finden sich hier wiederum zahlreiche
Weideunkräuter wie Stellera chamaejasme, Berberis spp. sowie Spiraea spp. Oberhalb der
aktuellen Waldgrenze von 4400 – 4600m findet sich an diesem Standort der Übergang von
der mesothermalen Steppe hin zu den hochalpinen, kalten Steppen mit Stipa purpurea (MIEHE
1991).
Foto 3: Blick auf einen Teil der Untersuchungsfläche im Heiligen Wald des Klosters Reting. Bildausschnitt
oben rechts: Blick in den Talbereich, im Hintergrund ist das Kloster Reting zu sehen. Foto: BRÄUNING (2005).
22

3 Theoretische Grundlagen
___________________________________________________________________________
3. Theoretische Grundlagen
3.1 Grundlagen der Isotopen-Nomenklatur
Isotope sind Atome eines Elements, deren Kerne aus der gleichen Menge an Protonen
bestehen, die sich aber durch eine abweichende Anzahl an Neutronen unterscheiden. Im
Periodensystem beanspruchen sie daher jeweils den gleichen Platz. Betrachtet man die
Verteilung der Isotope in der Natur, so stellt man fest, das diese nicht gleich verteilt sind,
sondern zumeist durch ein dominantes Hauptisotop vertreten sind, dass meist einen Anteil am
Gesamtvorkommen eines Elements von 90 bis 100% hat (HOEFS 1997). Etwa zwei Drittel
aller natürlich vorkommenden Isotope sind dabei durch das Vorhandensein von zwei oder
mehr stabilen, d.h. nicht zerfallenden Isotopen eines Elements gekennzeichnet (s. Tab. 1). Zur
Klimarekonstruktion aus Jahrringen werden die stabilen Isotope des Wasserstoffs,
Kohlenstoffs und Sauerstoffs herangezogen. Da die vorliegende Arbeit sich ausschließlich mit
den stabilen Isotopen der Elemente Kohlenstoff und Sauerstoff befasst, sollen diese in den
folgenden Kapiteln vertieft behandelt werden.
Tabelle 1: Globale Mittelwerte des Vorkommens ausgewählter natürlicher Isotope (nach MOOK, 2000).
ELEMENT STABILE ISOTOPE HÄUFIGKEIT [IN %]
Wasserstoff
Kohlenstoff
Stickstoff
Sauerstoff
1 H 99,985
2 H (D) 0,015
12 C 98,89
13 C 1,11
14 N 99,64
15 N 0,36
16 O 99,76
17 O 0,036
18 O 0,205
In den globalen Stoffkreisläufen von Kohlenstoff und Sauerstoff kommen die jeweils
leichteren Isotope sehr viel häufiger vor als die schweren (s. Tab. 1). Aufgrund ihrer
unterschiedlichen Masse können die Isotope eines Elements bei physikalischen, biologischen
oder chemischen Prozessen wie z.B. Stoffumsetzungen, Reaktionen zwischen mehreren
Substanzen oder Phasenwechseln unterschiedlich reagieren. Dies äußert sich in
Isotopieeffekten, die zu Verschiebungen des Isotopenverhältnisses z.B. zwischen 13 C/ 12 C
führen. Isotopieeffekte ergeben sich u.a. bei der Diffusion durch Oberflächen, wie
beispielsweise bei der Diffusion von CO2 durch die Spaltöffnungen der Blätter. Durch
unterschiedliche biochemische Isotopendiskriminierungen bei verschiedenen
23

3 Theoretische Grundlagen
___________________________________________________________________________
Stoffwechselwegen zeigen sich Isotopendifferenzen auch in Primär- und Endprodukten der
Photosynthese (LÜTTGE 2005). Im physikalischen und chemischen Verhalten eines aus
unterschiedlichen Isotopen zusammengesetzten Isotopengemischs resultieren nach MOOK
(2000) und LEUENBERGER et al. (1996) zusammenfassend zwei Effekte:
24
I) Schwere Moleküle sind weniger mobil, da die mittlere kinetische Energie eines
Moleküls allein durch die Temperatur bestimmt wird. Daraus folgt, dass schwere
Moleküle langsamer diffundieren und die Kollisionswahrscheinlichkeit mit
anderen Molekülen abnimmt. Da das 12 CO2 aufgrund seiner niedrigeren
Aktivierungsenergie eher reagiert, als das 13 CO2, zeigt das kleinere Molekül eine
höhere Reaktionsgeschwindigkeit.
II) Das schwerere Molekül hat im Allgemeinen eine höhere Bindungsenergie, die
aufgewendet werden muss, um die einzelnen Bestandteile zu trennen.
Das Isotopenverhältnis einer zu untersuchenden Probensubstanz (RProbe) 6 wird im
Allgemeinen relativ zum Isotopenverhältnis eines bekannten und geeichten Laborstandards
(RStandard) 7 angegeben. Da mit größeren Massenunterschieden auch die Effekte größer werden,
wird in der Regel das Verhältnis derjenigen Isotope mit dem größten Massenunterschied
bestimmt (z.B. 13 C/ 12 C; 18 O/ 16 O). Die durch Fraktionierungsprozesse auftretenden Variationen
der Häufigkeiten treten bei der Berechnung des Isotopenverhältnisses dabei jedoch meist erst
ab der dritten signifikanten Stelle nach dem Komma auf. Aufgrund dieser verhältnismäßig
geringen Verschiebungen erfolgt die Darstellung des untersuchten Isotopenverhältnisses
relativ zu einem internationalen Standard in der dimensionslosen δ-Notation, multipliziert mit
1000:
⎡ R − R
= ⎢
⎣ R
Standard
⎤
⎥ × 1000
⎦
[ ‰ ]
Probe Standard
δ (1)
Aus Gleichung (1) ergibt sich dadurch für das Kohlenstoffisotopenverhältnis von [ 13 C]/[ 12 C]:
13 12
13
⎡( C/
C)
Probe −(
C/
C = ⎢
13 12
⎣ ( C/
C)
C)
⎤
⎥ × 1000
⎦
13
δ
12
Standard
Standard [ ‰ ]
(2)
6
RProbe stellt dabei das Verhältnis des seltenen zum häufigeren Isotop einer zu untersuchenden Probe dar
(z.B. [ 13 C/ 12 C]Probe, [ 18 O/ 16 O]Probe).
7
RStandard stellt dabei das Verhältnis des seltenen zum häufigeren Isotop des (Eich-)Standards dar (z.B.
[ 13 C/ 12 C]Standard, [ 18 O/ 16 O]Standard).

3 Theoretische Grundlagen
___________________________________________________________________________
und für das Sauerstoffisotopenverhältnis von [ 18 O]/[ 16 O]:
18 16
18
⎡( O/
O)
Probe −(
O/
O = ⎢
18 16
⎣ ( O/
O)
O)
⎤
⎥ × 1000
⎦
18
δ
16
Standard
Standard [ ‰ ]
(3)
Ursprünglich wurde zur Eichung bei Messungen von Kohlenstoffisotopenverhältnissen der
von CRAIG (1957) eingeführte PDB-Standard verwendet, basierend auf einem fossilen
Belemnit der PeeDee-Formation aus North-Carolina/USA, während zur Bestimmung von
Wasserstoff- und Sauerstoffisotopenverhältnissen karbonatfreier Proben der Ozeanwasser-
Standard SMOW (Standard Mean Ocean Water) (CRAIG 1961) herangezogen wurde. Heute
sind durch die IAEA (International Atomic Energy Agency) in Wien an diesen Werten
geeichte Standards mit entsprechenden Isotopenverhältnissen gebräuchlich, die als Vienna-
PDB (VPDB) bzw. Vienna-SMOW (VSMOW) bezeichnet werden. Auf der jeweiligen δ-
Skala sind diese Standards per Definition mit dem Wert 0 festgelegt. Die Abreicherung des
schweren Moleküls (z.B. H2 18 O) gegenüber dem Standard führt bei der δ-Notation dadurch zu
einem vorangestellten negativen Vorzeichen. Für den routinemäßigen Laborbetrieb werden
heute meist nicht die Originalstandards selbst, sondern an diesen geeichte, interne
Laborstandards eingesetzt. Sofern nicht anders angegeben beziehen sich sämtliche, der im
Rahmen dieser Arbeit aufgeführten δ 13 C-Werte auf den Standard VPDB, die δ 18 O-Werte auf
den Standard VSMOW.
Der Baum als Archiv für Klimainformationen
Die annähernde ubiquitäre Verbreitung von Bäumen als meist langlebige Lebensform birgt
ein enormes Potenzial zur Erfassung von umwelt- und klimarelevanten Veränderungen auf
unterschiedlichen Ebenen, die sich im organischen Material auf verschiedene Art und Weise
durchpausen. Die Stellung des Systems „Baum“ als Schnittstelle verschiedener wichtiger und
global wirksamer Stoffkreisläufe unterstreicht dieses Potenzial eindrucksvoll. Der am
häufigsten genutzte, bauminterne Informationsträger ist dabei die Jahrringbreite, deren
Analyse und Interpretation inzwischen als klassisches Werkzeug zur Rekonstruktion
klimatologischer und ökologischer Bedingungen gilt (SCHWEINGRUBER 1996). Im Idealfall
wechseln sich innerhalb eines Jahrrings von Koniferen hellere Bereiche des Frühholzes mit
weitlumigen Tracheiden und dunkle Bereiche des Spätholzes mit dickwandigen, engporigen
Tracheiden ab. Durch eine entsprechende Probennahme und nachfolgende Präparation der
Bohrkerne und Stammscheiben ist es möglich, jeden einzelnen Jahrring zu erkennen und
exakt zu datieren. Die zeitliche Einordnung der Jahrringe erfolgt dabei über die
rechnergestützte Erfassung der Jahrringbreite und einem späteren Vergleich der
25

3 Theoretische Grundlagen
___________________________________________________________________________
unterschiedlichen Radien innerhalb eines Standorts über das sog. Crossdating. Im direkten
Vergleich mit anderen Proxydatensätzen aus Eisbohrkernen, Seesedimenten oder
Pollenanalysen haben Jahrringe daher den Vorteil einer hoch aufgelösten, jahrgenau datierten
Zeitreihe.
Die Isotopenverhältnisse des in den Jahrringen bzw. im organischen Material eingelagerten
Kohlenstoffs und Sauerstoffs bilden die Basis für paläoklimatische Fragestellungen und
Forschungen, die sich in den letzten Jahren aufgrund technischer Neuerungen in einer
Vielzahl von Veröffentlichungen manifestierten. Um an die im Jahrring gespeicherten
Klimainformationen zu gelangen, sind allerdings komplexe Mess-, Extraktions- und
nachfolgende statistische Verfahren notwendig. Für die Analyse und spätere Interpretation
dieser „Dendroisotopen“ sind das Verständnis der Aufnahme- und Einlagerungsmechanismen
von Kohlenstoff und Sauerstoff in den Jahrring jedoch unabdingbare Voraussetzung. In den
folgenden Kapiteln sollen die wichtigsten Prozesse, die bei der Isotopenfixierung und -
fraktionierung im Baum auftreten, erläutert werden.
3.2 CO2 –Assimilation als Grundlage pflanzlichen Lebens
Die Ernährung und Versorgung von Gehölzen erfolgt über die Zufuhr und die Assimilation
lebensnotwendiger Makro- und Mikronährelemente aus der Umwelt. Als wichtigste Bausteine
organischer Moleküle gelten dabei die Elemente C, H und O, die in Molekülform aus der Luft
bzw. dem verfügbaren Wasserpool am Standort (Grundwasser, Regenwasser) aufgenommen
werden. Sie sind die primäre Grundlage der Pflanzen für den Stoffwechsel, die nachfolgende
Bildung von Reservestoffen (z.B. Stärke) und den Aufbau von Gerüstsubstanzen wie Lignin
und Cellulose (LYR et al. 1992). Für die Interpretation von δ 13 C und δ 18 O-Variationen in
Jahrringen ist daher das Verständnis der bei der CO2-Assimilation und Photosynthese
ablaufenden Assimilierungs- und Umwandlungsprozesse von grundlegender Bedeutung, die
in den folgenden Kapiteln speziell für den Mechanismus der C3-Pflanzen, zu denen die
untersuchten Bäume gehören, erörtert werden.
Die Quelle allen Kohlenstoffs in Photosynthese betreibenden Pflanzen ist das atmosphärische
CO2. Der für die Photosynthese benötigte Kohlenstoff wird bei terrestrischen Pflanzen über
den diffusiven Gasaustausch durch die Spaltöffnungen (Stomata) der Blätter und Nadeln in
Form von atmosphärischem CO2 aufgenommen. Die Epidermis der Blätter ist dabei mit
Stomata durchsetzt, die den Gasaustausch von Wasserdampf, H2 und O2 zwischen freier
Atmosphäre und dem Blattinneren regeln. Deren Verteilung auf der Blattoberfläche, Menge,
Größe, Form und Öffnungsflexibilität ist dabei artenspezifisch und stellt eine Anpassung an
26

3 Theoretische Grundlagen
___________________________________________________________________________
den jeweiligen Lebensraum der Pflanze dar (LARCHER 2001). Durch Variieren der Stomata-
Apertur kann die Pflanze den CO2-Haushalt, sowie den Wasserverlust durch Transpiration
steuern. Das Signal zur Öffnung und Schließung der Stomata wird durch eine Reihe
endogener und exogener Faktoren wie Baumalter, Lichtintensität, Temperatur, Feuchte, Wind
und dem CO2-Gefälle zwischen Zellinnerem und Umgebungsluft beeinflusst. So führt z.B.
eine Erhöhung der Lichtintensität zu einer photoaktiven Öffnung der Spalten, die zur Folge
hat, dass die Transpiration rasch ansteigt 8 (LYR et al. 1992). Überschreitet das
Wasserdampfdruckgefälle zwischen Interzellularraum und freier Atmosphäre bei hohen
Temperaturen einen bestimmten Wert, so verengen sich die Spaltöffnungen trotz optimaler
Photosynthesebedingungen und Abkühlungseffekten während der Verdunstung 9 , um einen
möglicherweise letalen Wasserverlust zu vermeiden. Der Öffnungs- und Schließmechanismus
der Stomata kann daher als optimierender Prozess mit dem Ziel der maximalen
Kohlenstofffixierung bei minimalem Wasserverlust verstanden werden (LEUENBERGER et al.
1998).
Durch die Stomata gelangt das aufgenommene CO2 in die Interzellularen der Blätter bzw.
Nadeln und von dort zu den Chloroplasten des aus Palisaden- und Schwammgewebe
zusammengesetzten Mesophylls, wo mit Hilfe von Lichtenergie und Wasser CO2 zu Glucose,
einem energiereichen Kohlenhydrat, umgebaut wird. Hierbei wird zwischen einer primär
stattfindenden Lichtreaktion unterschieden, bei der in den Chloroplasten solare
Strahlungsenergie in chemisch gebundene Energie umgewandelt wird und einer sekundären
Reaktion, in der mit Hilfe der erzeugten Energie die CO2-Umsetzung stattfindet. Die
Lichtreaktion liefert dabei zwei Produkte. Zum einen Reduktionsäquivalente in Form von
NADPH2 zum anderen Energieäquivalente in Form von ATP, dem wichtigsten
Energiedonator der Zelle. Beide Produkte stehen dabei für die Reduktion des CO2 zu
Kohlenhydraten zur Verfügung (NULTSCH 2001). Die photosynthetische CO2-Fixierung in
den Chloroplasten findet für die zu den C3-Pflanzen gehörenden Bäume im Calvin-Zyklus
durch das Enzym RuBisCO statt und lässt sich nach NULTSCH (2001) in vier Teilprozesse
unterteilen:
1. Fixierung (Carboxylierung) des in die Chloroplasten gelangten CO2 durch das Enzym
Ribulose-1,5Bisphosphat-Carboxylase/Oxygenase („RuBisCO“). Hierdurch entsteht
ein instabiler C6-Körper.
2. Reduktion des enzymatisch fixierten C6-Kohlenstoffkörpers durch hydrolytische
Spaltung in zwei C3-Körper (Phosphoglycerinsäure, PGS).
8 Licht induziert nach LYR (1992) eine Öffnung der Spalten durch Regulation des osmotischen Drucks
mittels Kalium-Transport von den Epidermis- in die Schließzellen.
9 Bei der Transpiration kommt es durch Abkühlungseffekte bei der Verdunstung zu einer lokalen
Temperaturreduktion an der Blattoberfläche. Dies dient dazu, bei starker Bestrahlung auf der
Blattoberfläche in hohem Maße Wärme abzuführen, um ein Überhitzen der Blätter zu verhindern
(NULTSCH 2001).
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3 Theoretische Grundlagen
___________________________________________________________________________
28
3. Regeneration des CO2-Akzeptor-Enzyms über einen komplexen Regenerations-
Zyklus.
4. Synthese von Folgeprodukten der CO2-Assimilation wie Kohlenhydraten, Zucker und
Stärke, die über Ferntransport in den Siebröhren des Phloems in die verschiedenen
Teile der Pflanze gelangen können.
Der Transport innerhalb des Baumes und vor allem der Aufbau von Gerüstsubstanzen wie
Zellulose und Lignin im Jahrring aus diesen Syntheseprodukten erfolgt dabei nicht
zwangsläufig zeitnah mit ihrer Entstehung. Vielmehr ist der Einbau bzw. die Synthese von
Photosyntheseprodukten als variable Funktion von Reservebildung, Transport, Bedarf und
Verbrauch im System Baum anzusehen, der mit zeitlicher Verzögerung erfolgen kann
(KOZLOWSKI 1992, SCHLESER et al. 1999). Die möglichen Auswirkungen dieses verzögerten
Einbaus auf die Interpretation der 13 C-Isotopenvariationen werden in den Ausführungen im
folgenden Kapitel diskutiert.
3.3 Stabile Kohlenstoffisotope in Jahrringen
3.3.1 δ 13 C-Veränderungen während der CO2- Assimilation
Das grundlegende Prozessverständnis über die Verschiebung des Isotopenverhältnisses
zwischen 13 C und 12 C bei der CO2-Aufnahme und Assimilation ist weit fortgeschritten und
basiert in seinen Grundzügen auf den
theoretischen Modellen von PARK &
EPSTEIN (1960; 1961). Auf dem Weg von
der freien Atmosphäre in die
Interzellularräume muss das CO2
verschiedene Widerstände überwinden,
wobei jeder dieser Widerstände eine
Fraktionierung der Isotope und damit eine
Verschiebung des Isotopenverhältnisses
bedingt (Abbildung 6). Eine erste,
physikalisch bedingte Fraktionierung tritt
beim Eintritt des CO2 durch die Stomata in
den Interzellularraum auf. Dieser als
Abbildung 6: Fraktionierungsschritte bei der CO2-
Assimilation auf Blattebene. Verändert nach YAKIR
Diffusionsfraktionierung bezeichnete et al. (2000).
Prozess setzt sich aus zwei Teilprozessen zusammen. Hierzu zählen der stomatäre
Diffusionswiderstand und der beim Phasenwechsel vom gasförmigen CO2 in die liquide

3 Theoretische Grundlagen
___________________________________________________________________________
Phase der Interzellularen auftretende Grenzflächenwiderstand (LEUENBERGER et al. 1998).
Aufgrund seiner aus dem einfachen Gleichverteilungssatz für Moleküle bei gleich bleibenden
Temperaturen resultierenden Eigenschaften ist das 12 C-Isotop in der Lage, diese Widerstände
schneller und leichter zu überwinden (MOOK 2000). Dies führt zu einer Abreicherung der
13
blattinternen Luft im Vergleich zur Umgebungsluft an C und zu einer
Isotopenfraktionierung zwischen 13 C/ 12 C um einen Wert von ca. -4,4‰ (CRAIG 1954). Eine
weitaus stärkere Fraktionierung tritt bei der enzymatischen CO2-Fixierung in den
Chlorplasten auf. Bei der biochemischen Umsetzung der CO2-Moleküle in den Chloroplasten
werden durch das Enzym RuBisCO bevorzugt die leichteren und „reaktionsschnelleren“ 12 C
Moleküle verarbeitet. Die dabei auftretende, rein enzymatisch bedingte Verschiebung des
Kohlenstoffisotopenverhältnisses, die Carboxylierungsfraktionierung, ist im Vergleich zur
Diffusionsfraktionierung signifikant höher, und erreicht Werte von ca. 27‰ (ROESKE &
O´LEARY 1984, FARQUHAR et al. 1989). Wird hierzu noch der Wert der Lösungs- und
Übergangsfraktionierung von der gasförmigen in die flüssige Phase mit berücksichtigt, kann
die Fraktionierung bei der CO2-Assimilation insgesamt Werte von ca. 30‰ erreichen.
Einen ersten theoretischen Ansatz zur Beschreibung der bei der photosynthetischen CO2-
Fixierung von C3-Pflanzen auf Blattebene ablaufenden Prozesse gab VOGEL (1980). Ein auf
diesen Erkenntnissen basierendes, von FARQUHAR et al. (1982) modifiziertes Modell ist
inzwischen die gängigste Form zur Beschreibung der dabei auftretenden Prozesse bzw.
Diskriminierungen und lässt sich in einer vereinfachten Form nach SCHLESER (1995) wie folgt
darstellen:
13
13
δ C OM = δ CLuft
+ ε D(
1−
ci
/ ca)
+ εC
( ci
/ ca)
123
14243
4 14243
CO −Quellterm
2
Transportterm
Assimilierungsterm
Das Modell unterstreicht dabei drei Haupteinflussfaktoren, die sich auf das δ 13 C-Verhältnis in
organischem Material (δ 13 COM) auswirken:
i) einen Quellterm, der den Isotopenwert des atmosphärischen CO2 repräsentiert.
ii) einen Transportterm, der die Fraktionierung während der Diffusion betont.
iii) einen Assimilierungsterm, der die Fraktionierung betont, die während der CO2-
Fixierung durch das Enzym RuBisCO auftritt.
Aus Gleichung (4) wird ersichtlich, dass der Beitrag der Teilfraktionierungen εD und εC zum
δ 13 COM-Gesamtwert stets gewichtig vom Verhältnis zwischen blattinterner zu
atmosphärischer CO2-Konzentration (ci/ca) abhängig ist. Steigt die CO2-Konzentration im
Blattinneren (ci), so überwiegt die Fraktionierung εC, da εD gegen 0 tendiert. Wird die CO2-
Aufnahme durch verengte Stomata behindert, nimmt ci ab und εD tritt in den Vordergrund.
(4)
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3 Theoretische Grundlagen
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Dies verdeutlicht, dass die Öffnungsweite der Stomata, welche direkt von den klimatischen
und ökologischen Parametern am Standort gesteuert wird, entscheidend für die Festlegung des
δ 13 C-Werts im organischen Material ist. Anhand zweier extremer Witterungssituationen soll
diese Abhängigkeit verdeutlicht werden (s. Abbildung 7). Der CO2-Quellwert in der
Atmosphäre (δ 13 CLuft) wird dabei als konstant mit dem momentan gemessenen Wert von
annähernd -8‰ angenommen (KEELING & WHORF 2005).
Abbildung 7: Einfluss zweier extremer Witterungssituationen auf die Kohlenstoffisotopen-Fraktionierung
während der Photosynthese auf Blattebene. Quelle: Verändert nach HELLE & SCHLESER (2004).
Situation 1: Vorherrschen kühl-feuchter Bedingungen (Idealbedingung)
Bei diesen Witterungsbedingungen sind aufgrund niedriger Temperaturen und hoher relativer
Luftfeuchte (rH) die Stomata weit geöffnet. Durch den freien Austausch der Luft zwischen
den Interzellularen und der Umgebung kann im Wesentlichen soviel CO2 in die
Interzellularen diffundieren, wie wieder zurück ins Freie. Dies bedeutet, dass die beim
Eindiffundieren des CO2 auftretende Diffusionsfraktionierung (εD) durch die Rückdiffusion
des austretenden CO2 wieder rückgängig gemacht wird. Der CO2-Verbrauch durch die
Photosynthese spielt dabei nur eine untergeordnete Rolle. Das Verhältnis zwischen interner
30

3 Theoretische Grundlagen
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CO2-Konzentration (ci) nimmt daher annähernd den Wert der Umgebungsluft (ca) an,
wodurch ci/ca ≈1 ist. Der Einfluß des Transportterms aus Gleichung (4) auf das δ 13 C-
Verhältnis in organischem Material wird somit vernachlässigbar. Je mehr CO2 in den
Interzellularen zur Verfügung steht, desto selektiver kann nun das Enzym RuBisCo ansetzen
und bevorzugt 12 CO2 verarbeiten. Die Carboxylierungsfraktionierung εC (und damit der
Assimilierungsterm aus Gleichung 4) wird dadurch dominierend. Dies führt zu niedrigen
δ 13 COM-Werten:
δ 13 COM = -8‰ +(-30‰) = -38‰
Situation 2: Vorherrschen trocken-warmer Bedingungen (Trockenstress)
Bei trocken-warmen Bedingungen sind die Stomata der Pflanze stark verengt, um den
Wasserverlust durch Transpiration einzudämmen. Damit wird die Diffusion von CO2 aus der
Atmosphäre in die Interzellularen stark eingeschränkt und das Verhältnis zwischen ci/ca geht
gegen 0. Unter diesen Bedingungen kann das Enzym RuBisCO nicht mehr selektiv ansetzen
und muß das gesamte, im Blattinneren verfügbare CO2 unabhängig vom Isotop verarbeiten.
Dadurch wird die Carboxylierungsfraktionierung εC weitestgehend unterdrückt. Die δ 13 COM-
Variationen werden somit nur durch die Diffusionsfraktionierung εD bestimmt, was zu
höheren δ 13 C-Werten führt:
δ 13 COM = -8‰ +(-4,4‰) = -12,4‰
Aufgrund der dargelegten Fraktionierungsmechanismen sind für die organische Substanz in
Bäumen δ 13 C-Werte zwischen -38‰ und -12,4‰ zu erwarten. Es wird an dieser Stelle jedoch
darauf hingewiesen, dass die geschilderten Witterungsbedingungen extreme Öffnungs- und
Schließzustände der Stomata darstellen, die unter natürlichen Bedingungen nicht bzw. nur
sehr kurzfristig vorkommen (VON WILLERT 1995). Durch die Wahl von Standorten mit
trockenen Standortsbedingungen kann der Einfluss der Transpiration jedoch weiter betont
werden und der indirekt den δ 13 C-Wert modifizierende Einfluss der Bodenfeuchte tritt zurück.
Dadurch kommt es zu deutlich sensitiveren Reaktionen der Stomata auf die tatsächlichen
Witterungsverhältnisse (SAURER et al. 1997a; TREYDTE et al. 2001; RUNDGREN et al. 2003,
VAN DE WATER et al. 2003).
Des Weiteren muss berücksichtigt werden, dass das von der Pflanze aufgenommene CO2 in
seiner isotopischen Zusammensetzung nicht notwendigerweise den atmosphärischen
Quellwert widerspiegeln muss. Der Wert kann dadurch modifiziert werden, dass rezykliertes
CO2 aus dem Boden sowie aus der Respiration stammendes CO2 von den Pflanzen
31

3 Theoretische Grundlagen
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aufgenommen wird (MAYR 2002). Der δ 13 C-Wert ist hierbei durch deutlich negativere Werte
gekennzeichnet 10 . Wie stark rezykliertes und respiriertes CO2 letztendlich von den Pflanzen
aufgenommen wird, hängt nach FENG & EPSTEIN (1995) und VOGEL (1978) von
verschiedenen Faktoren wie Pflanzenmorphologie, Wuchshöhe, Deckungsgrad der Vegetation
sowie der Durchlüftung am Standort ab. Ein von einigen Autoren postulierter CO2-Jugend-
Effekt (auch als „canopy-effect“ bezeichnet) ist aber nicht eindeutig nachgewiesen. Jedoch
kann nach SCHLESER (1990) in den ersten 20-50 Lebensjahren, in denen ein junger Baum im
Schatten eines größeren Bestandes heranwächst, eine verstärkte Aufnahme respirierten CO2 ´ s
durch im selben Zeitraum niedrigere δ 13 C-Werte im Jahrring beobachtet werden. Dieser rein
standortsbiologische Effekt kann allerdings durch die Auswahl geeigneter Standorte mit guter
Durchlüftung bzw. durch das Herausnehmen der innersten Ringe eines Baumes in vielen
Fällen vermieden werden, um diesen für paläoklimatische Fragestellungen störenden Effekt
zu eliminieren.
3.3.2 Einfluss des atmosphärischen Kohlendioxids (δ 13 C-Quellwert)
Wie aus Gleichung (4) ersichtlich wird, sind für die Beurteilung und Analyse der δ 13 COM-
Werte genaue Kenntnisse des δ 13 CLuft-Wertes erforderlich. Die Verbrennung fossiler
Brennstoffe wie Kohle und Öl führte seit Beginn der industriellen Revolution um 1800 zu
einem signifikanten Anstieg der atmosphärischen CO2-Konzentration. Dadurch hat sich der
Partialdruck des atmosphärischen CO2 (pCO2-ATM) um ca. ein Drittel von einem
vorindustriellen Niveau von 280ppm auf einen heutigen Wert von ~380ppm erhöht. Da fossile
Brennstoffe bereits an 13 C abgereichert sind, führt der vermehrte Ausstoß zu einer deutlichen
Verschiebung des 13 C/ 12 C-Verhältnisses zugunsten des leichten 12 C und dadurch zu einer
signifikanten Abnahme des δ 13 C-Gehalts in der Atmosphäre (STUIVER 1978; MOOK et al.
1983, MOOK 1986). Im dargestellten Farquhar-Modell (Gleichung 4) ist der Wert des
atmosphärischen CO2 ein ausschlaggebender Teilterm der Gesamtgleichung, dessen
Veränderung aufgrund seiner Unabhängigkeit von Biochemie und Physiologie direkt die
δ 13 C-Werte von Pflanzen beeinflusst. So lange δ 13 CLuft konstant bleibt, sind die δ 13 COM-
Variationen unabhängig vom Quellwert. Da sich der CO2-Gehalt der Luft seit ca. 1800 global
verändert hat, sind im Hinblick auf die Erstellung und Interpretation mehrhundertjähriger
δ 13 C-Isotopenchronologien adäquate Korrekturberechnungen durchzuführen. Als Grundlage
hierfür dienen zum einen direkt gemessene pCO2-Daten aus Atmosphärenmessungen auf
Mauna Loa/Hawaii (KEELING & WHORF 2005) sowie indirekt gemessene δ 13 C-Daten aus in
Eisbohrkernen eingeschlossenen Luftblasen wie z.B. von Cape Grim/Tasmanien (FRANCEY et
10 KEELING (1958) z.B. postuliert eine Differenz im Isotopenverhältnis zwischen Boden-CO2 und dem CO2 der
freien Atmosphäre von ca. -12‰. Vielfach ist dieser Wert jedoch mit circa -15 bis -17‰ noch deutlich niedriger
anzusetzen (SCHLESER 2007; freundl. mündl. Mitteilung).
32

3 Theoretische Grundlagen
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al. 1998) und der Messstation Siple Station in der Antarktis (FRIEDLI et al. 1986; NEFTEL et al.
1994) (Abbildung 8).
Abbildung 8: Trends im atmosphärischen pCO2 und δ 13 C seit 1750 AD. Datengrundlage: FRIEDLI et al. 1986;
KEELING & WHORF 2005; NEFTEL et al. 1994; FRANCEY & ALLISON 1998. Verändert nach TREYDTE (2002).
Die Kombination dieser verschiedenen Quellen ist deshalb nötig, da sie unterschiedliche
Zeitskalen mit unterschiedlicher zeitlicher Auflösung repräsentieren, die schließlich zu einer
kombinierten δ 13 CATM-Korrekturkurve zusammengefasst wurden. Insbesondere die Daten von
Mauna Loa sind als direkt aufgezeichnetes Signal der freien Atmosphäre zu deuten, da bei
den Messungen durch die Lage Hawaiis kaum störende anthropogene Einflüsse zum Tragen
kommen. Für die Berechnung der jeweiligen Korrekturwerte werden die jährlichen Zu- bzw.
Abnahmen der angeführten atmosphärischen pCO2- und δ 13 C-Quellen berechnet, interpoliert
und anschließend zu den gemessenen δ 13 C-Werten aufsummiert. Dadurch sollte der starke
negative Trend in den δ 13 C-Jahrringkurven weitestgehend eliminiert werden. Die genaue
Anwendung und mögliche Probleme dieser Korrektur auf die Isotopenzeitreihen werden in
Kapitel 4.4 noch vertiefend und anwendungsbezogen erläutert.
3.3.3 Intraanueller Isotopenverlauf
Das geschilderte Farquhar-Modell (Kap. 3.3) erklärt vorrangig die Fraktionierungen stabiler
Kohlenstoffisotopen auf Blattebene, für die Variationen der δ 13 C-Isotope im Jahrring hat es
jedoch nur bedingt Gültigkeit. Ein grundlegendes Problem hinsichtlich der Interpretation von
33

3 Theoretische Grundlagen
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δ 13 C aus Jahrringmaterial ist die zeitliche Verzögerung, mit der Photosyntheseprodukte in den
Jahrring eingebaut werden können (SCHLESER et al. 1999).
Neuere Untersuchungen an mitteleuropäischen Eichen, sibirischen Koniferen und tropischen
Mangroven zeigen für die intraanuellen δ 13 C-Isotopenverläufe charakteristische Jahresgänge
mit ausgeprägten Minima und Maxima (HELLE & SCHLESER 2004a, KAGAWA et al. 2005,
2006; VERHEYDEN et al. 2004). So weisen die Isotopenwerte mitteleuropäischer Eichen
(Quercus petraea) ein deutliches Maximum im Frühholz auf, gefolgt von abnehmenden
Werten im Frühsommer und Sommer, ehe ein Minimum im Spätholz erreicht wird
(Abbildung 9) (HELLE & SCHLESER 2004a).
Die typischen Amplituden
zwischen Früh- und
Spätholz sind daher nicht
allein durch den Einfluss
des Klimas zu erklären,
sondern scheinen nicht
unerheblich durch
pflanzeninterne Prozesse
modifiziert und überprägt
zu sein. Hierbei kann es
durch postphotosynthetische
Prozesse
beim Transport von
Photoassimilaten, bei der
Speicherung von
Stoffwechselprodukten
sowie bei der
Remobilisierung von
Assimilaten im Rahmen der Jahrringbildung zu weiteren Fraktionierungseffekten kommen,
die berücksichtigt werden müssen (HELLE 1996, KAGAWA et al. 2006). So führt beim Aufbau
der Frühholzzellen zu Beginn der Vegetationsperiode die Umsetzung von Reservestoffen aus
dem Vorjahr zu einem Anstieg der δ 13 Abbildung 9: Intra-annueller δ
C-Werte bei der aktuellen Jahrringbildung (KOZLOWSKI
13 C-Isotopenverlauf von Quercus
petraea. Quelle: HELLE & SCHLESER 2004.
1992, SCHLESER et al. 1999). Dies kann zu den in zahlreichen dendroklimatologischen
Studien beobachteten hohen Autokorrelationen von δ 13 C-Isotopenzeitreihen führen (HILL et
al. 1995, ROBERTSON et al. 1997, MONSERUD & MARSHALL 2001). Der Effekt, dass die
Speicherung und Nutzung von Photoassimilaten aus dem Vorjahr die Jahrringbildung im
aktuellen Jahr beeinflusst, ist daher für die spätere Interpretation der erhobenen
Dendroisotopen- Zeitreihen von herausragender Bedeutung.
34

3 Theoretische Grundlagen
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3.4 Stabile Sauerstoffisotope in Jahrringen
Während die Vorgänge bei der Isotopenfixierung von Kohlenstoff weitestgehend bekannt und
quantifizierbar sind, ist das Verständnis hinsichtlich der δ 18 O-Variationen in organischem
Material noch sehr unvollständig. Analog zu den in Kap. 2.1 ablaufenden Prozessen bei der
CO2-Fixierung ist auch bei der Interpretation von δ 18 O-Variationen in Jahrringen das
Prozessverständnis der Aufnahme- und Einlagerungsmechanismen bzgl. des von der Pflanze
aufgenommenen Wassers, unabdingbare Voraussetzung. Jedoch kam es erst in der letzten
Dekade durch die Arbeiten von BARBOUR & FARQUHAR (2000), BARBOUR et al. (2000a,
2000b, 2001, 2002, 2004), RODEN, LIN & EHLERINGER (2000), SAURER et al. (1997c), YAKIR
(1998) sowie WANG, YAKIR & AVISHAI (1998) zu einer deutlichen Verbesserung der
Kenntnisse hinsichtlich der δ 18 O-Fixierung in Jahrringen. Zusätzlich war der bis vor wenigen
Jahren sehr hohe Laboraufwand ein weiteres Hindernis für die Untersuchungen von
Sauerstoffisotopenverhältnissen in Jahrringen.
Seit einigen Jahren ist jedoch durch die (Weiter-) Entwicklung von „Online“-Verfahren die
Messung und Analyse von Sauerstoffisotopenverhältnissen an organischem Material auch in
dem Maße und Umfang möglich, wie dies bereits für die Kohlenstoffanalytik routinemäßig
durchgeführt wird (BORELLA et al. 1999; KORNEX et al. 1999; LOADER & BUHAY 1999;
WERNER 2003). Die Implementierung des 18 O/ 16 O-Signals aus dem Wasserreservoir im
Boden in die Jahrringzellulose erfolgt dabei durch Modifikationen im Zuge von
Wasseraufnahme, Wasserabgabe durch Evapotranspiration sowie nachfolgender
pflanzeninterner Biosyntheseprozesse. Der Sauerstoffisotopenwert von pflanzlichem Material
wird hierbei durch die Wechselwirkungen von drei Faktoren beeinflusst (HELLE & SCHLESER
2004):
1. der isotopischen Zusammensetzung des über die Wurzeln aufgenommenen Wassers,
dem sog. Quellwert,
2. der evaporativen Anreicherung schwerer 18 O-Isotopen auf Blattebene während der
Transpiration, der Blattwasseranreicherung,
3. pflanzeninternen Umwandlungsprozessen während der Biosynthese, den
biochemischen Fraktionierungen und hierbei:
a. Fraktionierungen während der photosynthetischen Bildung von Zuckern.
b. Fraktionierungen durch post-photosynthetischen Isotopenaustausch während
der Zellulosebildung.
Im Folgenden sollen nun diese einzelnen, den Sauerstoffisotopenwert im organischen
Material beeinflussenden Faktoren genauer beschrieben werden.
35

3 Theoretische Grundlagen
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3.4.1 Der δ 18 O-Quellwert
Die Wasserversorgung von Gehölzen erfolgt fast ausnahmslos über ein meist gut
entwickeltes, leistungsfähiges Wurzelsystem. Nur ein untergeordneter Anteil des
Wasserbedarfs der Pflanze wird durch die Aufnahme von Wasser durch oberirdische Organe
abgedeckt. Der entscheidende Impuls für die Wasseraufnahme durch die Wurzeln geht vom
Wasserverlust durch die Transpiration der Baumkrone aus. Hierbei entsteht ein
Wasserpotentialgefälle von den Wurzeln zu den Blättern/Nadeln, das zu einem Unterdruck in
den wasserleitenden Kapillaren des Xylems führt. Dadurch resultiert eine
Saugspannungsdifferenz, die einen Wassereintritt in die Wurzel zur Folge hat (LYR et al.
1992).
Das den Bäumen zur Verfügung stehende Wasserreservoir im Boden setzt sich, je nach
Standort, unterschiedlich zusammen (Abbildung 10). So kann das aufgenommene Wasser
direkt und kurzfristig durch den Niederschlag gespeist, als mittelfristig gespeichertes Bodenoder
Stauwasser vorhanden, oder als langfristiger Grundwasserspiegel im Boden und
angrenzenden Gestein verfügbar sein (SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL 2002). Hinsichtlich
ihrer isotopischen Zusammensetzung variieren diese Pools zum Teil erheblich. Während das
Bodenwasser ein gedämpftes, aber noch immer saisonal geprägtes Niederschlagssignal
beinhaltet, stellt der Isotopenwert des Grundwassers einen über einen längeren Zeitraum
integrierten Mittelwert der Niederschlagsverhältnisse an einem Standort dar (SIEGENTHALER
& OESCHGER 1980; SAURER et al. 1995; HELLE & SCHLESER 2004). Je nach artspezifischer
und durch die Standortsverhältnisse modifizierter Wurzeltiefe können so von den Pflanzen
unterschiedliche Wasserstockwerke und Pools angezapft werden, so dass das Xylemwasser im
Grunde einen Mittelwert dieser unterschiedlichen Reservoirs repräsentiert (EHLERINGER et al.
1991; EHLERINGER & DAWSON 1992).
Da die im Rahmen dieser Arbeit untersuchten Standorte durchgehend durch eine starke
Hangneigung und wasserdurchlässiges Substrat charakterisiert sind, kann eine
Wasserversorgung der Bäume mit Grundwasser weitestgehend ausgeschlossen werden und
die Abhängigkeit des Wasserhaushalts vom Niederschlag tritt in den Vordergrund. Von
großer Bedeutung hinsichtlich der Interpretation von 18 O-Variationen in Jahrringen ist daher
die isotopische Zusammensetzung des Niederschlagwassers. Aus diesem Grunde sollen in
einer kurzen Übersicht die grundlegenden Einflussfaktoren auf die
Isotopenfraktionierungsprozesse im hydrologischen Kreislauf dargelegt werden.
36

3 Theoretische Grundlagen
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Abbildung 10: Illustration verschiedener atmosphärischer und pflanzenphysiologischer Einflüsse auf den δ 18 O-
Wert im Jahrring. Quelle: eigene Darstellung nach EHLERINGER & DAWSON (1992).
3.4.2 δ 18 O-Variationen im Niederschlag
Die wichtigsten Ursachen für Fraktionierungen im hydrologischen System liegen in den
verschiedenen Dampfdrücken der einzelnen Isotope der Wassermoleküle. So führt im
hydrologischen Kreislauf der höhere Dampfdruck von isotopisch leichterem Wasser (H2 16 O)
gegenüber dem Dampfdruck von schwererem Wasser (H2 18 O) während Verdunstungs- und
Kondensationsprozessen zu Isotopenfraktionierungen beim Phasenübergang, wodurch die
schwereren Isotope in der kondensierten Phase angereichert werden (CRAIG & GORDON 1965,
SIEGENTHALER 1979). Im globalen Wasserkreislauf führt diese Eigenschaft zu einer relativen
Abreicherung schwererer δ 18 O Isotope des bei der Evaporation der Ozeane gebildeten
Wasserdampfes (MOOK 2000). Bei der Luftmassenbewegung über den Kontinenten und beim
Aufstieg von Luftmassen an orographischen Hindernissen kommt es innerhalb des
37

3 Theoretische Grundlagen
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kondensierten Wasserdampfes durch den stetigen Wechsel zwischen Abregnen und
Kondensation zur Abkühlung und weiteren Fraktionierungsprozessen. Mit zunehmender
Entfernung zur Ausgangsquelle und Höhe über dem Meeresspiegel kommt es folglich zur
fortschreitenden Ausregung schwerer H2 18 O-Moleküle und damit immer negativeren δ 18 O-
Werten des verbleibenden Wasserdampfes in der Atmosphäre (DANSGAARD 1964,
SIEGENTHALER & OESCHGER 1980, ROZANSKI 1992). Der Grad der Verarmung an schweren
Isotopen hängt nach DANSGAARD (1964) zusammenfassend von folgenden Einflussfaktoren
ab:
38
a) Einem Breiteneffekt mit abnehmenden 18 O-Werten bei zunehmender Breitenlage.
b) Einem Kontinentaleffekt mit abnehmenden 18 O-Werten bei zunehmender Entfernung
der Niederschläge von der Küste.
c) Einem Höheneffekt mit abnehmenden 18 O-Werten im Niederschlag bei zunehmender
Höhe.
d) Einem Mengeneffekt mit abnehmenden 18 O-Werten während Starkregenereignissen
oder in saisonalen Regenzeiten.
Während die ersten drei Einflussfaktoren direkt mit der Abkühlung während des
Wasserdampftransports zusammenhängen, ist der Mengeneffekt vor allem auf
Verdunstungsprozesse während des Abregnens zurückzuführen (DANSGAARD 1964,
SIEGENTHALER & OESCHGER 1980). Er spielt daher insbesondere in subtropischen und
tropischen Gebieten und im Verlauf einzelner Niederschlagsereignisse wie z.B. bei
konvektiven Starkregen oder Regenzeiten eine Rolle. In temperierten Klimaten mit saisonal
wechselnden Temperaturen sind im Winter zusätzlich negativere δ 18 O Werte im
Niederschlag feststellbar, die signifikant mit dem saisonalen Trend der Temperaturkurven
korrelieren (der sog. Saisonalitäts-Effekt; DANSGAARD 1964). Da die bei Verdunstungs- und
Kondensationsvorgängen auftretende Fraktionierung wie in Kapitel 3.1 geschildert
temperaturabhängig ist, sind die Isotopenverhältnisse der Niederschläge in der Regel gut mit
den zum Zeitpunkt des Niederschlags herrschenden Temperaturen korreliert, wodurch für
zahlreiche Gebiete der Erde ein regionaler Temperaturgradient belegt werden konnte (CRAIG
1961, SIEGENTHALER 1979, SIEGENTHALER & OESCHGER 1980, ROZANSKI 1992). Allerdings
sind besonders in ariden Regionen im Vergleich zu den mittleren und hohen Breiten durch
eine deutlich erhöhte Evaporation und damit rascher Verdunstung des Niederschlagwassers
deutlich veränderte δ 18 O-Signaturen im Oberflächenwasser und im Boden festzustellen
(SAURER et al. 2000). Der δ 18 O-Quellwert spiegelt daher nicht zwangsläufig den originären
Wert des Niederschlagwassers wider, sondern kann eine deutliche Modifikation und damit
eine Verschiebung des Isotopensignals durch evapotranspirative Prozesse erfahren.

3 Theoretische Grundlagen
___________________________________________________________________________
3.4.3 Blattwassertranspiration
Wie bereits geschildert erfolgt die Wasserversorgung von Gehölzen über die Wurzeln, die an
den untersuchten Standorten aufgrund der starken Hangneigung und des durchlässigen
Substrattyps vornehmlich Niederschlagswasser aufnehmen. Dennoch sind von der
Wasserabsorption bis zur endgültigen Fixierung der Sauerstoffisotope in pflanzlichem
Material verschiedene Fraktionierungsschritte zu berücksichtigen, die ein unterschiedliches
Ausmaß der Verschiebung zwischen 18 O und 16 O zur Folge haben.
Während der Aufnahme des Wassers durch die Wurzeln und dem anschließenden Transport
über das Xylem in die Blätter treten, bis auf Ausnahmen mancher Halophyten, keine
signifikanten Fraktionierungseffekte auf (WHITE et al. 1985, EHLERINGER & DAWSON 1992,
LIN & STERNBERG 1993, RODEN & EHLERINGER 1999a, 1999b, MCCARROLL & LOADER 2004,
2006). Auf Blattebene kommt es, gesteuert durch die umgebende Luftfeuchtigkeit, zum
diffusiven Gasaustausch zwischen Blattinnerem und freier Atmosphäre (Abbildung 10).
Durch die Evapotranspiration diffundieren bevorzugt leichtere und mobilere H2 16 O
Wassermoleküle durch die Stomata, wodurch sich schwerere H2 18 O-Moleküle im Blattwasser
anreichern. (CRAIG & GORDON 1965, DONGMANN et al. 1974, FÖRSTEL et al. 1974, FÖRSTEL
1978; YAKIR 1992). Folglich wird auf Blattebene der δ 18 O-Quellwert des aufgenommenen
Wassers durch eine deutliche Verschiebung des Sauerstoffisotopenverhältnisses zugunsten
von 18 O überprägt. Der Grad der Anreicherung an δ 18 O durch Evaporation und Transpiration
auf Blattebene kann bis zu 20‰ betragen. Er ist dabei abhängig von verschiedenen exogenen
Parametern wie relativer Luftfeuchte, Temperatur und dem Isotopenwert des
Luftwasserdampfes, sowie von endogenen Parametern wie den Charakteristika der
Evaporationsfläche (CRAIG & GORDON 1965, BUHAY et al. 1996, SAURER et al. 1998b).
Ein erstes Modell zur Quantifizierung der bei Evaporation von Wasserdampf über einer
offenen Wasseroberfläche auftretenden Effekte wurde von CRAIG & GORDON (1965)
vorgestellt. Das Modell beruht in seinen Grundzügen auf zwei Isotopie-Effekten, die bei der
Evaporation eine Rolle spielen: i) einem Gleichgewichtseffekt, der beim Phasenwechsel vom
flüssigen Wasser zum Wasserdampf eintritt, sowie ii) einem kinetischen
Fraktionierungseffekt, der die massenbedingten, unterschiedlichen Diffusionsraten der
einzelnen Isotope berücksichtigt. Um die bei der Evapotranspiration auf Blattebene
auftretenden pflanzenphysiologischen Prozesse adäquat mit einzubeziehen, erweiterten
DONGMANN et al. (1974), FLANAGAN et al. (1991), FARQUHAR & LLOYD (1993) sowie YAKIR
(1992) dieses Modell, um die Parameter Grenzschicht- und Stomatabedingungen.
39

3 Theoretische Grundlagen
___________________________________________________________________________
Das Isotopenverhältnis des Blattwassers (δ 18 OBW) lässt sich in Abhängigkeit verschiedener
Parametern nach BARBOUR et al. (2002) dann folgendermaßen darstellen:
40
BW
Quellwert
k
18 18 ( δ Ov
− δ OQuellwert
− k ) ea
ei
18 18
δ O = δ O + ε * + ε +
ε × / (5)
wobei εk die kinetische Fraktionierung darstellt, die während der Diffusion von H2 18 O durch
die Blattgrenzschicht und die Stomata auftritt, ε* ist die beim Phasenübergang zwischen
flüssigem Wasser zum Wasserdampf auftretende Fraktionierung (9,5‰ bei 20°C bzw. 9,1‰
bei 25°C, BARBOUR et al. 2002), δ 18 OQuellwert sowie δ 18 Ov sind die Isotopenwerte des von den
Wurzeln aufgenommenen Xylemwassers und des Wasserdampfes der Luft, und ea/ei
repräsentiert das Wasserdampfdruck-Verhältnis zwischen Atmosphäre und Interzellularen
(CRAIG AND GORDON 1965, DONGMANN et al. 1974, BARBOUR et al. 2001, 2002). Da
angenommen wird, dass die Luft in den Interzellularen mit Wasserdampf gesättigt ist, kann
das Verhältnis ea/ei näherungsweise auch durch die relative Luftfeuchte (rH) der
Umgebungsluft ersetzt werden 11 . Da die Wasseraufnahme höherer terrestrischer Pflanzen wie
bereits geschildert von der Öffnungsweite der Stomata und damit der Evapotranspiration auf
Blattebene gesteuert wird, wechseln auch hier bei sich ändernden klimatischen Bedingungen
der Umgebungsluft in Gleichung (5) die Dominanzen unterschiedlicher Terme der
Gesamtgleichung. Dies soll analog zur Vorgehensweise bei der CO2-Assimilation anhand
zweier extremer Witterungsbedingungen geschildert werden.
Bei einer hohen relativen Luftfeuchte (im Extremfall 100%) und weit geöffneten Stomata
nähert sich das Verhältnis zwischen ea/ei~1 und die Fraktionierung εk tritt durch das Fehlen
eines Wasserdampf-Defizits zwischen Interzellularen und Umgebungsluft in den
Hintergrund 12 . Durch die damit einhergehende, fehlende Saugspannungsdifferenz zwischen
Stomata und Wurzeln wird praktisch auch kein weiteres Quellwasser (δ 18 OQuellwert)
nachgeliefert. Das Isotopenverhältnis des Blattwassers wird daher ausschließlich durch das
Isotopenverhältnis der Umgebungsluft (δ 18 Ov) und dem Fraktionierungsfaktor ε*, der beim
Phasenübergang auftritt, bestimmt. Damit folgt aus Gleichung (5):
18 18
δ O = ε * + δ O
(6)
BW
Bei abnehmender relativer Luftfeuchte und zunehmender Temperatur steigt der Netto-
Diffusionsfluss aus dem Blatt in die Umgebungsluft an, was zu einem signifikanten Anstieg
11 Nach MAYR (2002) ist die näherungsweise definierte 1:1-Beziehung zwischen relativer Luftfeuchte und dem
Verhältnis ea/ei jedoch nur dann zulässig, wenn man berücksichtigt, dass die Blatttemperatur von der
Lufttemperatur abweichen kann.
12 Ähnlich wie bei der CO2-Diffusion gilt auch hier, dass bei weit geöffneten Stomata durch Hin- und
Rückdiffusion der Umgebungsluft Fraktionierungen aufgehoben werden.
v

3 Theoretische Grundlagen
___________________________________________________________________________
des Wasserpotentialgefälles von den Wurzeln zu den Blättern bzw. Nadeln und damit zu einer
Zunahme des Kapillartransports in die Kronen- und Blattbereiche führt. Das
Isotopenverhältnis des Blattwassers wird daher zunehmend durch das Isotopenverhältnis des
Bodenwassers sowie der auf Blattebene stattfindenden kinetischen Fraktionierung (εk) bei der
Blattwasseranreicherung bestimmt. Bei extremer Trockenheit und damit kaum
wasserdampfgesättigter Umgebungsluft strebt das Verhältnis ea/ei durch das Schließen der
Stomata gegen Null, wodurch der Diffusionsfluss aus dem Blatt nahezu vollständig
unterbunden wird (einem mögichen, restlichen Diffusionsfluss trägt dabei εk Rechnung). Aus
Gleichung (5) ergibt sich für diese Verhältnisse daher:
18 18
δ O BW = δ OQuellwert
+ ε k + ε *
(7)
3.4.4 Biochemische Fraktionierungs- und Austauschprozesse während der
Biosynthese und der Jahrringbildung
Neben dem durch die Wurzeln aufgenommenen Wasser kann der Sauerstoff in Pflanzen noch
aus anderen Quellen wie z.B. von beim Gasaustausch aufgenommenem CO2 stammen
(FLANAGAN 1998). Jedoch zeigten DENIRO & EPSTEIN (1979) sowie DENIRO & COOPER
(1989) anhand verschiedener Experimente mit isotopisch markiertem CO2 - bzw. O2 -Tracern,
dass der im CO2 gebundene Sauerstoff einem kompletten Austausch mit dem Blattwasser
unterzogen wird, ehe er in organische Verbindungen eingelagert wird. Das 18 O/ 16 O-Verhältnis
in Photosynthese-Produkten auf Blattebene wird daher alleinig durch die Isotopensignatur des
Zellwassers bestimmt, in dem die Biosynthese stattfindet. Im Vergleich zum umgebenden
Blattwasser ist die Blattzellulose um etwa 27‰ (±3‰, je nach untersuchter Pflanze)
angereichert (DENIRO & EPSTEIN 1981). Diese biochemisch bedingte Anreicherung ist durch
einen Austausch von Sauerstoffisotopen zwischen Carbonylgruppen aus Zwischenprodukten
der Photosynthese (wie Kohlehydrate und Zucker) und dem Blattwasser zu erklären, wobei es
zu Isotopieeffekten bei den Sauerstoffisotopen kommt (STERNBERG & DE NIRO 1983,
STERNBERG et al. 1986).
Gleichung (5) ist in ihren Grundzügen weiteren Modellen von z.B. RODEN et al. (2000) und
RODEN & EHLERINGER (1999a, 1999b, 2000) ähnlich. Allen gemeinsam ist jedoch die
fehlende Berücksichtung einer fleckenhaften, inhomogenen Verteilung von an 18 O
angereicherten und an 18 O verarmten Bereichen auf Blattebene und damit das Vorhandensein
eines inhomogenen Blattwasserpools (YAKIR & DENIRO 1990). Dieser kann sich durch
Heterogenitäten zwischen verschiedenen Blattkompartimenten auszeichnen, da das
Blattwasser an den Orten der Evaporation an 18 O angereichert wird. Demgegenüber wird
41

3 Theoretische Grundlagen
___________________________________________________________________________
andernorts jedoch Wasser mit niedrigerem 18 O-Wert über das Wasserleitnetz des Xylems in
die Blätter nachgeführt. Die Berücksichtigung dieses sog. „Péclet-Effekts“ auf die
nachfolgende Bildung von isotopisch unterschiedlich markierten Transportzuckern ist nach
wie vor Bestandteil von Diskussionen (BARBOUR et al. 2004). Die Frage, in welchem
Größenverhältnis die dabei auftretenden Fraktionierungen tatsächlich ablaufen, bleibt daher
momentan noch unbeantwortet.
Beim anschließenden Transport der photosynthetisch gebildeten Kohlenhydrate von den
Blättern über die Siebröhren des Phloems zu den Syntheseorten der Jahrringzellulose im
Stamm treten keine signifikanten Fraktionierungseffekte auf (HELLE & SCHLESER 2004).
Während der Umwandlung der primären Photosyntheseprodukte in biochemischen
Folgereaktionen finden jedoch weitere Fraktionierungen statt, die den δ 18 O-Isotopengehalt im
Jahrring im Vergleich zum Isotopengehalt des aufgenommenen Wassers weiter modifizieren
können. So kann es bei der Zellulosesynthese erneut zu biochemischen Fraktionierungen
kommen, da hierbei Transportzucker aus dem Phloem (hauptsächlich in Form von
Saccharose) in kleinere Einheiten aus Triosephosphaten aufgespaltet werden und dabei in
Kontakt mit dem Xylemwasser kommen. Bei der Zellulosesynthese aus Saccharose
postulieren verschiedene Autoren hierbei übereinstimmend einen Wert zwischen ~40-50% an
Sauerstoffatomen, die einem Isotopenaustausch mit dem isotopisch differierenden
Xylemwasser unterliegen (HILL et al. 1995, FARQUHAR et al. 1998, RODEN et al. 2000,
SCHLESER & HELLE 2004). Insgesamt kommt es bei diesem Austausch der Sauerstoffatome
mit dem im Xylemwasser implementierten δ 18 O-Signal des Quellwertes zu einer
Durchmischung des 18 O-Gesamtsignals im System „Baum“. Das deutlich negativere δ 18 O-
Isotopensignal des Quellwertes führt zu einer Dämpfung der durch die
Blattwasseranreicherung höher liegenden δ 18 O-Werte der Transportzucker (HILL et al. 1995).
Die Zellulose im Jahrring ist daher letztendlich weniger an 18 O angereichert, als dies durch die
Blattwasseranreicherung eigentlich angenommen werden könnte.
Zusammenfassend kann es beim Einbau von Sauerstoffisotopen in den Jahrring nicht nur auf
Blattebene, sondern auch bei der Bildung von Jahrringzellulose zu einem mehr oder weniger
starken Isotopenaustausch kommen. Daher wurde von SAURER et al. (1997c) eine allgemeine
Modifizierung von Gleichung (5) angeregt. Hierbei wird zum einen ein Dämpfungsfaktor (f)
mit einbezogen 13 , der die beschriebenen Blattwasser-Inhomogenitäten sowie den bei der
Zellulosesynthese stattfindenden Austausch zwischen Transportzuckern und Xylemwasser
mit berücksichtigt. Des Weiteren wird die eingangs erwähnte Anreicherung der Blattzellulose
um etwa 27‰ im Vergleich zum umgebenden Blattwasser durch den biochemischen
Fraktionierungsfaktor εwc berücksichtigt.
13 Der Faktor f kann dabei einen Wert zwischen 0 und 1 annehmen.
42

3 Theoretische Grundlagen
___________________________________________________________________________
Zusammenfassend ergibt sich für den δ 18 O-Wert der Stammzellulose folgende Gleichung:
Cellulose
Quellwert
18 18
[ ε k + ε * + ( δ Ov
−δ
OQuellwert
−ε
k ) ea
ei
] wc
18
18
δ O = δ O + f
/ × ε
Trotz der geschilderten Probleme zur Erklärung der verschiedenen Einflussfaktoren bei der
Implementierung von 18 O in den Jahrring werden in bisher erschienenen Veröffentlichungen
gute bis sehr gute Korrelationen zwischen den 18 O-Isotopenwerten der Jahrringe, den 18 O-
Werten des Quellwassers oder der relativen Luftfeuchte festgestellt (EPSTEIN et al. 1977,
BURK & STUIVER 1981, YAPP & EPSTEIN 1982, SAURER et al. 1998, ANDERSON et al. 1998,
BARBOUR et al. 2002, WATERHOUSE et al. 2002, ANDERSON et al. 2002, SAURER 2003).
Speziell an nicht grundwasserbeeinflussten und trockenen Standorten mit guter Drainage
scheint sich in den δ 18 O-Werten der Jahrringzellulose das Niederschlagssignal deutlich
durchzupausen (TREYDTE 2002). So weisen TREYDTE et al. (2006) in den Sauerstoffisotopen
subalpiner Wacholder aus dem Karakorum ein deutliches Niederschlagssignal nach, das für
diesen Raum direkte Rückschlüsse auf die Variabilität der klimatischen Bedingungen in den
letzten 1200 Jahren liefert.
Es wird deutlich, dass aus Jahrringen erhobene und interpretierte Proxy-Parameter, wie sie die
stabilen Isotopenverhältnisse von Sauerstoff und Kohlenstoff darstellen, einer Vielzahl von
endogenen und exogenen Einflussfaktoren und Umwandlungsprozessen unterworfen sind.
Bäume zeichnen meteorologische Parameter wie Temperatur und Niederschlag nicht direkt
auf, sondern zeigen - modifiziert durch eine Anzahl pflanzenphysiologischer Effekte - eher
die klimatologisch-ökologischen Wechsel und die Dynamik innerhalb ihres Ökosystems an
(wie z.B. die mögliche Veränderung im atmosphärischen CO2). Obwohl es nach wie vor zum
Teil offene Fragen und Diskussionen hinsichtlich der Fraktionierungsprozesse gibt, bezeugen
gerade die genannten jüngst veröffentlichten Ergebnisse aus dem Karakorum das enorme
Potential der Dendroisotopen zur Rekonstruktion und Bewertung paläoklimatischer
Verhältnisse.
(8)
43

4 Material und Labormethoden
___________________________________________________________________________
4. Material und Labormethoden
4.1 Probenmaterial von Bäumen
Im Rahmen mehrerer Geländekampagnen wurden zwischen 1995 und 2005 von A. BRÄUNING
an verschiedenen Standorten in Südost-Tibet an dominant im Bestand stehenden, möglichst
unbeschädigten Bäumen Bohrkerne gezogen und dendrochronologisch datiert (BRÄUNING
1999a, 1999b, 2001). Ihm sei an dieser Stelle für die Überlassung des gesamten
Probenmaterials gedankt. Ergänzend dazu wurden Stammscheiben toter Individuen
verwendet, um die Zeitreihen hinsichtlich ihrer Belegungsdichte zu stärken und zum Teil
weiter in die Vergangenheit verlängern zu können. Bei den im Rahmen dieser Arbeit
untersuchten Standorten handelt es sich durchgehend um charakteristische Offenwälder mit
einer Vielzahl an Gräsern und Kräutern im Unterwuchs, die in weiten Teilen des Tibetischen
Hochlandes den Übergangsbereich von Wäldern zur alpinen Steppen- und
Mattenvegetationen bilden. Ausführliche Informationen zu den jeweiligen klimatologischökologischen
Charakteristika der Standorte wurden bereits in Kapitel 2.5 gegeben.
Für die isotopenphysikalischen Untersuchungen wurden schließlich drei Standorte
ausgewählt, die aufgrund ihrer Altersstruktur als auch ihrer unterschiedlichen klimatischökologischen
Standortbedingungen von besonderem Interesse sind. Hierbei handelt es sich
durchgehend um subalpine Hochlagenstandorte, die sich oberhalb von 4300 m üNN befinden
und zusätzlich eine starke Hangneigung ohne Einfluss von Grundwasser oder Staunässe
aufweisen. Nach SCHWEINGRUBER (1996), COOK et al. (1992) und FRITTS (1976) eignen sich
Bäume aus stark wachstumslimitierten Grenzstandorten, wie dies auch für die
waldgrenznahen Standorte aller hier beprobten Bäume zutrifft, am besten zur Speicherung
klimatischer Signale. Da die Steuerung des Wachstums hier auf wenige oder im Idealfall
einen limitierenden Faktor begrenzt ist, sind bei diesen Untersuchungsflächen beste
Informationen zu erwarten. Einen Überblick über die Charakteristika der jeweiligen Standorte
gibt Tabelle 2.
Die Auswahl der für die Isotopenanalyse herangezogenen Bohrkerne und Stammscheiben
beruht auf einer sorgfältigen Sichtung sämtlichen zur Verfügung stehenden Materials aller
drei Standorte. Ausgewählt wurden schließlich diejenigen Bohrkerne und Stammscheiben, die
für die Präparation und Abtrennung am günstigsten erschienen bzw. die in ihrer Gesamtheit
und Belegungsdichte eine maximale Altersspanne abdecken.
44

4 Material und Labormethoden
___________________________________________________________________________
Tabelle 2: Wichtigste Standorts- und Baumcharakteristika der einzelnen Untersuchungsgebiete. Expos. =
Exposition; Laborcode = laborinternes Standortskürzel.
Standort
Geogr.
Lage
Höhe in
m (üNN) Expos.
Hangneigung
Baumart
Anzahl
Bäume
Laborcode
max.
Altersspanne
Haize
Shan
30°18`N
99°29`E
4400 SSW 35°
Juniperus
spec.
7
HS9 1174-1993
(820a)
Qamdo
Reting
Qamdo
31°07`N
97°02`E
30°18,5’
91°31’E
31°07`N
97°02`E
4350 S 35°
4300 S
30°
4350 SE 35°
Juniperus
tibetica
Juniperus
tibetica
Picea
balfouriana
13 QS9
18 RE9
13 QS3
449-2004
(1555a)
1163-2005
(842a)
1646-2004
(358a)
Insbesondere bei den Wacholdern wurde darauf geachtet, Material mit stark gewellten
Jahrringgrenzen (sog. Haselwuchs), vielen fehlenden Jahrringen innerhalb der Probe und
großen Bereichen mit sehr eng gescharten Jahrringen (sog. Plateaus) 14 aus dem Probenpool
heraus zu nehmen, um spätere Probleme bei der Datierung und dem Abtrennen der
Isotopenproben zu minimieren. Zusätzlich konnte dadurch das Mischungs- und
Belegungsverhältnis der Chronologien beim späteren Probenpooling möglichst durchgehend
konstant gehalten werden. Die Auswahlstrategie hatte insgesamt zwei Hauptziele:
1. Die Erstellung von drei mehrhundert- bis tausendjährigen Kohlenstoff- und
Sauerstoff-Isotopenchronologien zur Generierung zeitlich hoch aufgelöster Klima-
Proxy-Archive. Die Resultate sollten standortübergreifend vergleichbar sein,
weswegen die langlebige, an allen Standorten gemeinsam vorkommenden Spezies
des tibetischen Wacholder (Juniperus tibetica) untersucht wurden.
2. Ein direkter Vergleich von Kohlenstoff- und Sauerstoffisotopenzeitreihen zweier
unterschiedlicher Baumspezies (Wacholder (Juniperus tibetica) und Fichten (Picea
balfouriana)) an einem Standort, um mögliche artspezifische bzw.
pflanzenphysiologische Unterschiede der Kohlenstoff- und
Sauerstoffisotopenfixierung auf klima- und umweltrelevante Prozesse zu
untersuchen und herauszuarbeiten.
Da nach einer erneuten Geländekampagne in die Untersuchungsgebiete Qamdo und Reting im
Jahr 2005 eine Aktualisierung des vorhandenen Probenmaterials möglich wurde, konnten die
14 Zu den phänologischen und holzanatomischen Merkmalen und Besonderheiten von Wacholderbäumen,
möglichen Problemen bei deren Datierung sowie der Anpassung dieser Spezies an die klimatischen
Besonderheiten an Hochlagenstandorten wird an dieser Stelle auf die Arbeit von ESPER (2000b) verwiesen.
45

4 Material und Labormethoden
___________________________________________________________________________
ursprünglich im Kalenderjahr 1998 endenden Isotopenreihen bis ins Jahr 2005 aktualisiert
werden. Dies war besonders im Hinblick auf die Erweiterung des Vergleichszeitraums
zwischen gemessenen Klimadaten und analysierten Jahrringproben von herausragender
Bedeutung. Die dabei beprobten Bäume wurden gemäß der oben geschilderten
Vorgehensweise gesichtet und zusätzliche Bohrkerne aus dem neuen Probenmaterial
ausgewählt. Für die Aktualisierung der Zeitreihen bis in das Jahr 2005 wurde anschließend
die Altersstruktur der neuen und alten Bäume verglichen, und diejenigen Proben analysiert,
die der Altersstruktur der bisher untersuchten Bäume am ähnlichsten sind. So wurden z.B.
keine jungen Individuen verwendet, um eine Verfälschung des langfristigen Isotopensignals
durch einen möglichen δ 13 C-Jugendtrend zu vermeiden. Das Ziel, die einheitliche
Altersstruktur am jeweiligen Standort trotz Aktualisierung zu erhalten, konnte somit
gewährleistet werden.
4.2 Meteorologische Daten
Die seit frühestens 1951 vorliegenden Klimamessreihen für den südöstlichen Teil des
Tibetischen Plateaus liegen als Monatsmittelwerte für Temperatur und Niederschlag vor. Die
verfügbaren meteorologischen Zeitreihen im Bereich des Tibetischen Plateaus sind insgesamt
sehr kurz, was im Hinblick auf Kalibrations- und Verifikationsberechnungen zwischen
erfassten Klimadaten und gemessenen Jahrring-Proxidaten problematisch ist. Im Gegensatz
zu vergleichbaren Arbeiten aus dem Tien Shan und dem Karakorum von ESPER (2000a,
2000b), ESPER et al. (2001) oder TREYDTE (2002) stehen für den Bereich des südöstlichen
Tibetischen Plateaus keine säkularen Messreihen zur Verfügung, die in direktem Bezug zum
monsunal beeinflussten Untersuchungsgebiet gesehen werden können. Die Einbeziehung von
Klimastationen mit langen Zeitreihen, die südlich des Himalaya-Bogens bzw. im östlichen
chinesischen Tiefland liegen, erscheint aufgrund der stark abweichenden synoptischen
Bedingungen als fragwürdig und wird daher nicht in Betracht gezogen.
Nach einer Überprüfung der Klimadaten aller verfügbaren Klimastationen sind schließlich
fünf Messreihen in die vorliegende Arbeit eingeflossen. Diese wurden bereits in den Arbeiten
von BÖHNER (1996) und BRÄUNING (1999b) einer eingehenden Analyse ihrer statistischen
Abhängigkeit unterzogen. Da im Rahmen dieser Arbeit die bereits getesteten Datensätze
verwendet wurden, konnte somit auf einen erneuten Homogenitätstest verzichtet werden. Die
Länge der Datensätze, ihre geographische Lage sowie die klimatischen Mittelwerte sind in
Tabelle 3 zusammengefasst.
46

4 Material und Labormethoden
___________________________________________________________________________
Tabelle 3: Name, Lage und klimatische Mittelwerte der in Abbildung 2 dargestellten Klimastationen. Die für
spätere Berechnungen verwendeten Klimastationen sind hier fett gedruckt.
WMO-
Nummer
Station Koordinaten
Höhe in m
(üNN)
Messzeitraum
Mittl.
Temp.
in °C
Mittl.
Niederschlag
in mm
55591 Lhasa 29°42´N/91°08´E 3650 m 1951-2005 7,8 427
55299 Nagqu 31°29´N/92°23´E 4507 m 1954-2000 -1,5 400
56137 Qamdo 31°11`N/96°59`E 3241 m 1951-2002 7,5 474
56247 Batang 30°00`N/99°06´E 2589 m 1951-2003 12,7 481
- Tsetang 29°15´N/91°46`E 3552 m 1957-2002 8,3 422
- Mainling 29°41`N/94°06`E 3000 m 1980-1992 8,2 686
56312 Nyingchi 29°34`N/94°28`E 3000 m 1951-2003 8,5 656
56257 Litang 30°00`N/100°16`E 3949 m 1951-2003 3,2 742
Die verwendeten Klimamessreihen des Untersuchungsgebietes befinden sich meist in der
Nähe von größeren Ansiedlungen in Tallagen. Die vertikale Höhendifferenz zwischen der
Lage der Klimastation und den eigentlichen Untersuchungsflächen kann dadurch bis zu 1200
m betragen (Standort Qamdo). Mit einer allgemein postulierten Zunahme der Niederschläge
von den Talböden zu den Höhenlagen werden die gemessenen Klimawerte unsicher (siehe
Kap. 2.2). Für die Übertragbarkeit von gemessenen Klimadaten aus den Talböden auf die
Klimabedingungen der Standorte bedeutet dies einen generellen Fehlerfaktor, der bei der
Rekonstruktion und späteren Interpretation berücksichtigt werden muss. In peripheren
Hochgebirgsräumen sind daher in Bezug auf die von SCHWEINGRUBER (1993) geforderten
Kriterien für Kalibrierungs- und Verifikationsberechnungen zwischen Klimadaten und
gemessenen Proxidaten wie I) unmittelbare Nähe der Messstation zum Baumstandort, II) hohe
zeitliche Auflösung der Klimadaten, III) möglichst lange und lückenlose Zeitreihen IV) keine
Stationsverlagerungen innerhalb des Messzeitraums, zum Teil erhebliche Abstriche zu
machen (TREYDTE 2002).
In wenig erschlossenen und hochalpinen Naturräumen wie dem Tibetischen Hochland, ist
insbesondere die geforderte unmittelbare Nähe der Klimastationen zur Untersuchungsfläche
ein kaum erfüllbares Kriterium. So stehen z.B. für die Standorte Reting und Haize Shan keine
benachbarten Klimastationen zur Verfügung. Deswegen wurde hier dazu übergegangen, aus
Temperatur- und Niederschlagswerten umliegender Klimastationen ein regionales Mittel zu
bilden, um anhand dieser Mittelwerte die weiteren statistischen Berechnungen durchzuführen.
So wurden für die Untersuchungsfläche Haize Shan die beiden Klimastationen Litang und
Batang zusammengefasst, während für den Standort Reting die Messwerte der Stationen
Lhasa und Nagqu kombiniert wurden (s. Tabelle 3). Sämtliche Berechnungen der Mittelwerte
beruhen hierbei auf den methodischen Vorgaben von JONES & HULME (1996) zur Generierung
regionaler Klimamesswerte.
47

4 Material und Labormethoden
___________________________________________________________________________
Während der überwiegende Teil von Klima-Jahrring-Studien auf Berechnungen mit den
Standardklimaparametern Temperatur und Niederschlag beruhen, stehen
Korrelationsberechnungen mit komplexeren Klimagrößen, die den vielschichtigen Energieund
Massenaustausch zwischen terrestrischen Ökosystemen und der Atmosphäre
berücksichtigen, noch am Anfang. Daher wurde als dritte, weitere Klimagröße zur
Berechnung und Überprüfung der Klima-Isotopen-Beziehungen im Untersuchungsgebiet, die
potentielle Evapotranspiration (kurz: PET) herangezogen. Die im Rahmen dieser Arbeit
verwendeten PET-Werte beruhen auf einer Berechnung einer Vielzahl von atmosphärischen
Klima- und Vegetationsparametern, die in der Penman-Monteith-Gleichung (MONTEITH, J.L.
& M.H. UNSWORTH 1990) miteinander verknüpft werden. Einen Überblick über die
Berechnung der PET zeigt Gleichung (9):
48
PET =
dE
dT
⋅
dE
dT
( S + B )
ρ ⋅ cp
+ ⋅ ( E − e)
A ra
1
⋅
r
+ C ⋅ p ⋅
⎛ s ⎞ Lv
⋅ a
⎜1+
r ⎟
⎝ a ⎠
mit T=Temperatur [K], E=Sättigungsdampfdruck [Pa], S=Strahlungsbilanz [W·m -2 ], B=Bodenwärmestrom
[W·m -2 ], ρ=Luftdichte [kg·m -3 ], cp=Spezifische Wärme der Luft bei konstantem Druck = 1005 [J·kg -1 ·K -1 ],
ra=aerodynamischer Verdunstungswiderstand [s·m -1 ], e= Dampfdruck [Pa], C=Psychrometer-Konstante [K -
1 -3
] = 0,662·10 , Luftdruck [Pa], Lv= Spezifische Verdampfungswärme [J·Kg -1 ], a= absolute Feuchte [kg·m -
3
], rs=Bestandeswiderstand Luft [s·m -1 ]. Alle Angaben nach BENDIX (2005).
In die Ermittlung der PET werden alle meteorologischen Faktoren einbezogen, welche die
Evaporation und Transpiration von Pflanzen beeinflussen. Dazu gehören neben einer Vielzahl
an standortsklimatischen Parametern wie Strahlungsbilanz (S), Temperatur (T), Wind- und
Luftfeuchte auch feedback-Reaktionen zwischen Böden und der freien Atmosphäre 15 . Da die
δ 13 C- und δ 18 O-Isotopensignaturen im Jahrring wie in Kapitel 3 geschildert, von mehreren
klimatischen und pflanzenphysiologischen Parametern beeinflusst und abhängig sind, birgt
die PET ein großes Potential zur Abschätzung und Informationsintegrierung der klimatischökologischen
(Wuchs-)Einflüsse am Standort. Die für diese Arbeit verwendeten PET-Daten
umfassen - ähnlich den zur Verfügung stehenden Klimamessreihen - einen Zeitraum von ca.
40 Jahren und wurden freundlicherweise von PD Dr. Axel Thomas (Geographisches Institut
der Universität Giessen) zur Verfügung gestellt (s. dazu auch CHEN, S., Y. LIN. & A. THOMAS
2006). Auch ihm sei an dieser Stelle herzlich für die Überlassung der Daten gedankt.
15 Für detailliertere Informationen zur Berechnung der PET sowie der hier verwendeten Daten muss an
dieser Stelle aus Zeitgründen auf die Arbeiten von JENSEN et al. (1990) und CHEN et al. (2006) verwiesen
werden.
(9)

4 Material und Labormethoden
___________________________________________________________________________
4.3 Datenerhebung
4.3.1 Probenpräparation und Datierung
Zur besseren Visualisierung der Jahrringgrenzen wurden die gewählten Bohrkerne und
Stammscheiben mit einer Rasierklinge oberflächlich angeschnitzt und anschließend leicht
eingekreidet um den optischen Kontrast zwischen Früh- und Spätholz zu erhöhen (ISELI &
SCHWEINGRUBER 1989). Obwohl bei der Probenpräparation jegliche Kontamination mit
probenfremden, kohlenstoffhaltigen Substanzen zu vermeiden ist, waren nach Tests mit
Kreide behandelter Proben am Forschungszentrum Jülich keinerlei Veränderung der
Isotopenvariationen zu erkennen (LORKE 2005). Wichtigster Arbeitsschritt vor den
eigentlichen Isotopenanalysen ist die Messung der Jahrringbreite und die nachfolgende
korrekte Datierung der Jahrringe. Da im Rahmen dieser Arbeit standortsintern das Material
gleicher Jahre verschiedener Bäume nach dem Abtrennen gemischt/gepoolt wurde, können
bereits geringfügige Datierungsfehler nachfolgend zu schwerwiegender und irreversibler
Beeinflussung der Isotopensignaturen und damit zu einer Verwischung des jährlich
aufgelösten Klimasignals führen.
Die Datierung der einzelnen Baumproben erfolgte über das sog. Crossdating 16 . Das
vorhandene Probenmaterial wurde dabei, soweit nicht schon geschehen, mithilfe der
Jahrringbreitenmessung synchronisiert und mit den bereits vorhandenen Standortchronologien
von BRÄUNING (1999a, 1999b, 2001) verglichen. Die eigentliche Messung fand mittels einer
halbautomatischen Messeinrichtung statt, die sich aus einem über eine Spindel beweglichen
Messtisch, einem Binokular und einem PC mit dem Messprogramm TSAP zusammensetzt.
Der Bohrkern wird dabei auf einem Messtisch plaziert und die Jahrringgrenze über ein
Fadenkreuz im Binokular fixiert. Die Jahrringbreite wird durch den mit der Spindel manuell
kontrollierten jeweiligen Vorschub des Tisches an einem Sensor registriert und per
Knopfdruck an den PC weitergeleitet, wo der Messwert gespeichert wird. Die
Weiterverarbeitung erfolgt dort rechnergestützt mit dem Programm Win-TSAP der Fa.
RinnTech.
Nach der erfolgten Datierung des gesamten Materials wurde jeder Jahrring unter einem
Binokular sorgfältig mithilfe einer Rasierklinge einzeln abgetrennt. Obwohl nach
SCHWEINGRUBER (1987) der klimatische Informationsgehalt des Spätholzes im Vergleich zum
16 Hierbei erfolgt ein Vergleich der Ringbreiten verschiedener Radien eines Baumes und verschiedener
Bäume innerhalb eines Standortes zur Erkennung gleicher Jahrringmuster. Die Methode geht auf
DOUGLASS (1939) zurück.
49

4 Material und Labormethoden
___________________________________________________________________________
Gesamtring höher einzuschätzen ist 17 , muss aufgrund der besonderen holzanatomischen
Eigenschaften von Wacholdern auf eine Trennung von Früh- und Spätholz verzichtet werden.
So führen der oft nur aus wenigen Zellreihen bestehende Anteil des Spätholzes am jährlichen
Zuwachs, als auch die eingangs beschriebenen engen und oftmals gewellten Jahrringgrenzen
dazu, dass eine durchaus wünschenswerte jahrringinterne Abtrennung in den meisten Fällen
nicht möglich ist. Eine Durchmischung des Klimasignals von Frühholz- und Spätholzzellen
ist daher bei der Analyse von Wacholderholz unvermeidbar. Dennoch bergen
isotopenphysikalische Untersuchungen an Wacholdern ein hohes Potential für klimatische
Fragestellungen, da sie aufgrund ihres hohen Alters eine sehr weit zurückreichende
Zeitspanne an Klimainformationen in ihren Jahrringen gespeichert haben. Da im Rahmen
dieser Arbeit mit Fichten (Picea balfouriana) und Wacholdern (Juniperus tibetica) zwei
verschiedene Baumarten untersucht werden, wurde zur besseren Vergleichbarkeit der
Ergebnisse bei der Analyse der Fichten ebenfalls der Gesamtring abgetrennt.
4.3.2 Probenpooling
In der vorliegenden Arbeit wurde das Jahrringmaterial gleicher Bildungsjahre nach dem
Abtrennen gemischt und die weiteren Laborschritte an diesen Mischproben durchgeführt.
Ausgangsbasis hierfür ist die sog. „Poolmethode“, die in ihren Grundzügen auf der Arbeit von
LEAVITT & LONG (1984) beruht und in jüngeren Arbeiten wieder aufgegriffen und verfeinert
wurde (SAURER et al. 1995, BORELLA et al. 1998, TREYDTE et al. 2001). Das Ziel ist eine
Standortmittelkurve, in die die klimatischen Informationen verschiedener Einzelbäume
einfließen und die damit die durchschnittlichen Standortsreaktionen auf Umwelteinflüsse gut
repräsentiert. Ein positiver Nebeneffekt ist neben der deutlichen Zeitersparnis im Vergleich
zur Untersuchung von Einzelradien die mögliche Unterdrückung genetischer, biologischer
oder mikroklimatischer Störsignale innerhalb der Einzelbäume, welche die eigentlichen
Klimainformationen überlagern können (TREYDTE 2002). Zwar ist bei dieser Methode von
einem Informationsverlust hinsichtlich der Variabilität innerhalb eines Standortes auszugehen,
die gemeinsamen Langfristtrends scheinen davon jedoch nicht berührt zu werden (WELSCHER
2002). In jüngster Zeit entwickelt sich in der Literatur eine lebhafte, zum Teil kontrovers
geführte Diskussion über die Vor- und Nachteile des Probenpoolings. Hierbei wird vor allem
über den Informationsverlust beim Erstellen von gepoolten Isotopenkurven im Gegensatz zu
17 So sind nach SCHWEINGRUBER (1987) Frühholzzellen meist kurzlebig und sterben ca. 2-3 Wochen nach
Ihrer Bildung wieder ab. Spätholzzellen dagegen leben deutlich länger und dürften demnach ein höheres
klimatisches Implementierungs- und Speichersignal besitzen. Wacholder sind aufgrund ihrer
holzanatomischen Merkmale nach Meinung von SCHWEINGRUBER (1996) und FRITTS et al. (1992) daher
eigentlich nur bedingt für Untersuchungen klimatischer Fragestellungen geeignet. Dieser Annahme stehen
jedoch neuere Untersuchungen an zentralasiatischen Wacholderarten gegenüber, die eine hohe Sensitivität
von Wacholderchronologien auf die herrschenden Witterungsbedingungen zeigen (ESPER 2000, BRÄUNING
1999a, 1999b, ZHANG & QIU 2007, YIN et al. 2007).
50

4 Material und Labormethoden
___________________________________________________________________________
Einzelbaum-Chronologien diskutiert (MCCARROLL & LOADER 2004, 2006). Neuere
Untersuchungen von WELSCHER (2002) und TREYDTE et al. (2006) können z.B. für die
individuellen Sauerstoffisotopenkurven einen (dem Jahrringbreitenmuster sehr ähnelnden)
Alterstrend aufweisen, jedoch sind die aus den Einzelserien ermittelten Standortmischkurven
nach wie vor von hoher Repräsentativität für den Standort (TREYDTE et al. 2006).
In der vorliegenden Arbeit konnte durch das Poolen der Jahrringe die ursprüngliche Anzahl
von 18.325 abgetrennten Proben auf eine Menge von 3657 gepoolten Zelluloseproben
reduziert werden. Massenspektrometrisch analysiert wurden insgesamt 10.971 Proben. Davon
entfielen (exklusive zusätzlich anfallender Nachmessungen) 3657 Proben auf die δ 13 C-, sowie
7314 Proben auf die δ 18 O-Analytik.
4.3.3 Zelluloseextraktion und Homogenisierung
In den meisten bisher veröffentlichten Arbeiten zu Isotopenstudien an Jahrringmaterial
werden stabile Isotope traditionell an einer Holzkomponente analysiert. Der Grund hierfür ist,
dass sich die Isotopenwerte der einzelnen Gerüstsubstanzen wie Zellulose und Lignin sowie
verschiedener akzessorischer Bestandteile im Holz (z.B. Harze, Fette, Tannine) in ihren
Absolutwerten zum Teil deutlich voneinander unterscheiden (WILSON & GRINSTED 1977,
BENNER et al. 1987, GLEIXNER et al. 1993, BRUGNOLI & FARQUHAR 1999). Aus diesem Grund
ist die Isolierung einer chemischen Fraktion bzw. des für die Analyse chemisch
interessantesten Bestandteiles aus der biochemisch komplexen Probenmatrix des Holzes bei
isotopenphysikalischen Untersuchungen generell der erste Arbeitsschritt. Die Mehrzahl der
bisher veröffentlichten Arbeiten beruht auf der Untersuchung von Zellulose, als dem über
lange Zeiträume stabilsten Bestandteil des Baumes. In jüngerer Zeit zeigen jedoch immer
mehr an Gesamtholz durchgeführte Studien, dass die Zelluloseextraktion für δ 13 C-Messungen
an rezentem Material in vielen Fällen nicht zwingend notwendig ist (LIVINGSTON &
SPITTLEHOUSE 1996, BORELLA et al. 1998). Derartige, vergleichende Untersuchungen für die
Sauerstoffisotope von Gesamtholz und Zellulose zeigen in ersten Ansätzen ähnliche Resultate
(BARBOUR et al. 2001). Jedoch stellen BORELLA et al. (1999) bei δ 18 O-Untersuchungen an
Eichen fest, dass ohne Zelluloseextraktion ein Verlust an Klimainformation zu beobachten ist.
Da eine abschließende, isotopenübergreifende Klärung der Frage nach der bevorzugten
Analyse von Gesamtholz oder Zellulose für paläoklimatische Fragestellungen noch nicht
vorliegt, wird auch in der vorliegenden Arbeit die Messung der stabilen C- und O-Isotope an
Jahrringzellulose durchgeführt.
Die Extraktion von Zellulose aus Jahrringmaterial erfolgt nach der am ICG-V des FZ Jülich
gängigen Standardmethode nach KÜRSCHNER & POPIK (1962), die im Folgenden genauer
51

4 Material und Labormethoden
___________________________________________________________________________
erläutert werden soll. Das trockene, abgetrennte Material der gepoolten Jahrringe wird dazu
zuerst in mit Filtern versehene Glasgefäße (sog. Glasfilternutschen) umgefüllt, diese in ein
60°C warmes Wasserbad gehängt und die gepoolten Holzproben zunächst 4 Stunden einer
Behandlung mit 5%-iger Natronlauge (NaOH) unterzogen. Hierbei werden die leichter
löslichen akzessorischen Holzbestandteile wie Harze, Fette, Öle, Hemizellulosen und
Gerbstoffe entfernt. Die Reaktionszeit der Natronlauge beträgt 2 x 2 Stunden, wobei nach der
Hälfte der Zeit ein Wechsel der Lösung erfolgt. Am Ende dieses ersten Arbeitsschrittes steht
ein wiederholtes Waschen der Proben mit kochend heissem, entionisiertem Wasser zur
vollständigen Entfernung bisher gelöster Bestandteile aus den Reaktionsgefäßen.
Zum Herauslösen des neben der Zellulose zweitwichtigsten Holz- und Gerüstbildners, des
Lignins, erfolgt anschließend eine Behandlung der Proben mit 7%-iger Natriumchlorit-
Lösung (NaClO2). Diese wird mit 96%iger Essigsäure angesäuert, womit ein pH-Wert der
Lösung von 4,5 bis 5 erreicht wird. Die Gesamtdauer der Ligninlösung beträgt dabei
mindestens 36h. Die NaClO2-Lösung wird täglich frisch angesetzt und alle 8-10h gewechselt,
um eine durchgehende Wirksamkeit im gesamten Extraktionsprozess zu gewährleisten.
Abschließend erfolgt erneut ein mehrmaliges Waschen der Proben mit kochend heissem,
entionisiertem Wasser zur vollständigen Entfernung des Chlorits aus den Glasfilternutschen.
Die so extrahierte, rein weiße Holo-Zellulose wird anschließend ca. 48 Stunden in einem
Trockenschrank bei 60°C getrocknet, ausgewogen und deren Ausbeute berechnet. Es wird an
dieser Stelle darauf hingewiesen, dass sämtliche beim Extraktionsprozess verwendeten
Lösungsmittel die Isotopenwerte des Kohlenstoffs nicht beeinflussen (HELLE 2006, freundl.
mündl. Mitteilung), wodurch eine potentielle Verfälschung des Ausgangssignals vermieden
wird (BOUTTON 1991).
Da die Grobstrukturen der gepoolten Zelluloseproben nach der Extraktion zum Teil noch
immer deutlich erkennbar sind, werden diese zur besseren Durchmischung anschließend
homogenisiert. Dazu wird die Zellulose in Eppendorf-Gefäße umgefüllt und mittels Impulsen
einer Ultraschall-Sonde in deionisiertem Wasser in kleinere Fibern zertrümmert. Zur
vollständigen Entfernung des Wassers aus den Proben werden diese anschließend
gefriergetrocknet. Als Resultat dieser zwei Arbeitsschritte steht die Zellulose letztendlich als
relativ leicht weiterverarbeitbare, watteartige Substanz zur Verfügung. Von diesen
Zelluloseproben werden abschließend jeweils ca. 250μg an einer Mikrowaage in
Analysehütchen eingewogen und auf eine für die spätere Analyse passende Größe gepackt.
52

4 Material und Labormethoden
___________________________________________________________________________
4.3.4 Bestimmung der Isotopenverhältnisse von Jahrringzellulose
Die Messung der Kohlenstoff- und Sauerstoffisotopenverhältnisse aus Jahrringmaterial
mittels Isotopenverhältnis- Massenspektrometrie (kurz IRMS: Isotope Ratio Mass
Spectrometry) erfolgt nach der quantitativen Überführung der Zellulose in CO2- bzw. CO-
Probengas in einem Elementaranalysator. Die in Silber- (für 18 O-Analysen) bzw.
Zinnkartuschen (für 13 C-Analysen) eingewogen Proben mit einer Probenmenge von jeweils
ca. 250μg werden über einen automatischen Probengeber 18 in den Reaktor des
Elementaranalysators (Modell CARLO ERBA, Fa. FISONS INSTRUMENTS) eingebracht. Für die
δ 13 C-Messungen werden die Zelluloseproben hier in einem mit Chromoxid und Kobaltoxid
gefüllten Quarzrohr-Reaktor im Heliumträgergasstrom unter Zugabe eines
Sauerstoffüberschusses bei 1020°C quantitativ zu CO2 verbrannt. Bei der Verbrennung
freigesetzte Spuren von H2O und CO werden mit Magenesiumperchlorat (Mg(ClO4)2) in einer
Wasserfalle abgefangen bzw. über das Chromoxid zu CO2 aufoxidiert. Der bei der Oxidation
der Zellulose und der Zinnkapseln nicht verbrauchte Sauerstoff wird anschließend in einem
nachgeschalteten Reduktionsreaktor bei 650°C ebenfalls durch Aufoxidierung mit Kupfer
abgefangen. Bei der δ 18 O-Analytik reagiert der in der Probe enthaltene Sauerstoff im
Heliumstrom durch Pyrolyse bei 1080°C mit der Reaktorfüllung aus glassy carbon und
vernickelter Kohle (als Katalysator) quantitativ zu CO. Bei der Pyrolyse freigesetzte Spuren
von CO2, H2O und H2 werden in nachfolgenden Fallen mit Magnesiumperchlorat und
Carbosorb-Granulat aufgefangen, um eine Verunreinigung des CO-Probengases zu
verhindern. Um das potentielle Herauslösen probenfremden Sauerstoffs aus dem Rohrmaterial
zu verhindern, wird als Reaktionsrohr zusätzlich ein Glaskohlenstoffreaktor ohne
Quarzbeimengung verwendet.
Für beide untersuchten Elemente bleibt die anschließende, eigentliche Messung der
Isotopenverhältnisse gleich. Die bei der Verbrennung bzw. Pyrolyse entstandenen Gase
werden an einer Trennsäule gaschromatographisch aufgetrennt und mittels einer
Integrationssoftware berechnet. Zur Isotopenbestimmung wird das jeweilige Reaktionsgas
über ein Interface in das IRMS (Modell OPTIMA; Fa. MICROMASS) eingeleitet, ionisiert und zu
einem Ionenstrahl gebündelt. In einem Trennrohr erfolgt die magnetische Ablenkung und
Auftrennung des Strahls in die unterschiedlichen Massen (z.B. 44/45/46 für
Kohlenstoffisotopen bzw. 28/29/30 für Sauerstoffisotopen) und schließlich die Messung in
auf die entsprechenden Massen ausgerichteten Faraday´schen Kollektoren. Das
Isotopenverhältnis des Probengases errechnet sich aus der Umwandlung der gemessenen
Signale aus den Kollektoren, anhand derer automatisiert die δ 13 C bzw. δ 18 O Werte berechnet
und gegenüber der international üblichen Standards VPDB bzw. VSMOW dargestellt werden.
18 dem sog. Autosampler
53

4 Material und Labormethoden
___________________________________________________________________________
Zur Kontrolle werden bei jedem Probendurchlauf des Autosamplers in regelmäßigen
Abständen Laborstandards mit geeichten Isotopenverhältnissen zwischengeschaltet. Aus
deren Standardabweichung lassen sich die Reproduzierbarkeit und damit die Qualität der
Werte überprüfen und gewährleisten. Für δ 13 C-Messungen wurden dafür Graphit-IV und
Fluka-Zellulose als Standards gewählt, bei den δ 18 O-Analysen verschiedene
Zellulosestandards von Merck und der IAEA verwendet.
Für die Kohlenstoffanalytik lag die Standardabweichung im Mittel bei 0,1‰, bei der
Sauerstoffanalytik bei ca. 0,3‰. Da es insbesondere bei der Sauerstoffanalytik vereinzelt zu
unverhältnismäßig großen Sprüngen innerhalb eines einzelnen Runs kam, wurden bei der
δ 18 O-Analytik sämtliche Proben vorsorglich doppelt gemessen. Erneut analysiert wurden für
beide Isotopen auch diejenigen Proben, die durch allzu große Differenzen zwischen den
jeweiligen Einzelwerten, oder stark vom Mittel abweichende Werteniveaus auffällig waren.
Der für die weiteren statistischen Untersuchungen verwendete Isotopenwert ist daher das
Resultat aus der Mittelung der verschiedenen δ 13 C- und δ 18 O- Einzelmessungen und liegt
somit deutlich über dem Rauschen der Standards.
54

4 Material und Labormethoden
___________________________________________________________________________
4.4. Datenbearbeitung
CO2-Korrektur der δ 13 C-Zeitreihen
Bei der Darstellung der massenspektrometrisch bestimmten δ 13 C-Werte aller Standorte wurde
festgestellt, dass sämtliche Zeitreihen über die letzten zwei Jahrhunderte einen negativen
Langfristtrend aufweisen. Dieser Trend ist im Zusammenhang mit den in Kapitel 3.3
beschriebenen starken Veränderungen im Partialdruck des atmosphärischen Kohlendioxids als
auch des δ 13 CATM-Werts als Folge der verstärkten Verbrennung fossiler Energieträger seit
Beginn der Industrialisierung zu sehen (s. Abbildung 8). Dieses anthropogen verursachte
Signal kann jedoch in starkem Maße die in den Jahrringen implementierten Umwelt- und
Klimasignale überprägen. Dies trifft insbesondere für die letzten Dekaden und damit für den
Zeitraum möglicher Kalibrations- und Verifikationsberechnungen mit Klimastationsdaten zu.
Da es sich hierbei nicht um ein Klimasignal handelt, sind die δ 13 C-Werte für diesen Zeitraum
entsprechend zu korrigieren, um fehlerhafte Interpretationen zu vermeiden. Diese δ 13 CATM-
Korrektur an Isotopenzeitreihen ist inzwischen allgemein anerkannt. So werden δ 13 C-Kurven,
die einen seit 1800 feststellbaren Negativtrend haben, inzwischen routinemäßig korrigiert
(FREYER & BELANCY 1983, STUIVER et al. 1984, LEAVITT & LONG 1988, 1989; LEAVITT &
LARA 1994, LIU et al. 1996, SAURER et al. 1997, ZIMMERMANN 1998, TREYDTE 2001, 2002;
MCCARROLL & LOADER 2004). Dazu werden die in Abbildung 8 dargestellten δ 13 CATM-Werte
geglättet, interpoliert und die Beträge der jährlichen Veränderung schließlich zu den
gemessenen eigenen δ 13 CJahrring-Werten aufsummiert. Die δ 13 C-Zeitreihen werden so
kontinuierlich auf ein höheres Werteniveau angehoben. Es bleibt allerdings festzuhalten, dass
nicht in allen δ 13 C-Zeitreihen diese starken negativen Trends festzustellen sind. Vielmehr
zeigen z.B. verschiedene Studien von SAURER et al. (1995), HEMMANN (1993) und FRANCEY
(1981), dass dieser Trend zwar global annähernd identisch ist, jedoch ein standortspezifisches
und nicht für alle Arten gleichermaßen zutreffendes Phänomen zu sein scheint.
Während der Einfluss der Isotopensignatur des atmosphärischen CO2 auf den δ 13 COM-Wert
der organischen Substanz unbestritten ist, herrscht nach wie vor Uneinigkeit darüber
inwiefern sich ein erhöhter bzw. ansteigender atmosphärischer CO2-Gehalt auf die
Photosynthese auswirkt. So zeigen sich in pflanzenphysiologischen Experimenten deutliche
Unterschiede und widersprüchliche Aussagen hinsichtlich dieser Problematik. Nach dem
Farquhar´schen Modell aus Gleichung (4) ist der atmosphärische δ 13 CO2-Quellwert ein
maßgeblicher Teilfaktor der Gesamtgleichung bei der photosynthetischen CO2-Fixierung
(FARQUHAR et al. 1982). So sollte sich folglich im Zuge einer Veränderung der
atmosphärischen CO2-Konzentration auch das in Kapitel 3.3 geschilderte
Diskriminierungsverhalten der Pflanze den wechselnden Bedingungen anpassen. Mit einem
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4 Material und Labormethoden
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Anstieg der CO2-Konzentration in der Atmosphäre wird so z.B. bei humiden Bedingungen in
der Umgebung durch weit geöffnete Stomata die interne CO2-Konzentration ebenfalls erhöht.
Da der CO2-Anstieg durch die Verbrennung von an 12 C angereicherten fossilen
Energieträgern verursacht wird, nimmt somit auch adäquat dazu der Anteil des 13 C am
atmosphärischen CO2 ab (Abbildung 8). Es wird daher angenommen, dass es durch den
Anstieg der CO2-Konzentration zu selektiveren Fixierungsprozessen bei der Photosynthese
kommt, die allerdings noch nicht umfassend quantifiziert sind. In der Literatur existieren dazu
verschiedene Modelle, welche die Annahme einer pflanzenphysiologischen Reaktion auf
einen Anstieg der CO2-Konzentration untersuchten. So konnte z.B. KÜRSCHNER (1996)
anhand von Gewächshausexperimenten an Eichen (Quercus petraea) durch die stufenweise
Erhöhung der CO2-Konzentration von 350ppm auf 700ppm eine Zunahme der
Diskriminierung um insgesamt 2,54‰ feststellen. Für eine Zunahme der CO2-Konzentration
um 1ppm ergibt sich so eine verstärkte, nichtlineare Zunahme der Diskriminierung von
0,0073‰ (Abbildung 11). FENG & EPSTEIN (1995) konnten anhand von Untersuchungen an
verschiedenen semi-ariden Standorten und unterschiedlichen Baumarten ebenfalls eine
pflanzenphysiologische Reaktion auf die Zunahme der atmosphärischen CO2-Konzentration
nachweisen. Sie errechnen allerdings eine mit 0,02‰/ppm deutlich stärkere Reaktion der
Diskriminierung auf den sich ändernden CO2-Partialdruck (Abbildung 11).
Neben der Tatsache, dass sich diese beiden Modelle hinsichtlich ihrer Korrekturfaktoren pro
ppm/CO2-Anstieg deutlich unterscheiden, bleiben zusätzliche Unsicherheiten die eine
routinemäßige Anwendung dieser Modelle auf δ 13 C-Zeitreihen bisher verhindern. So sind vor
allem die mangelnde Übertragbarkeit von Gewächshausexperimenten auf natürliche
Bedingungen sowie das grundlegende Problem des Upscaling von Kurzfristexperimenten auf
langfristige Zeiträume nach wie vor umstritten (TREYDTE 2002). Des Weiteren fehlt nach wie
vor eine fundierte Untersuchung zur Übertragbarkeit der geschilderten Modelle auf
standortsspezifische, artspezifische und/oder genetisch bedingte Reaktionen verschiedener
Baumarten auf den erhöhten CO2-Partialdruck. So ist immer noch weitestgehend unklar,
inwieweit und ob Pflanzen unterschiedlich auf die Änderung ihrer Wachstumsbedingungen
durch CO2-Düngung reagieren (GUNDERSON & WULLSCHLEGER 1994, REY & JARVIS 1998,
FENG 1998, JARVIS et al. 1999).
Während nachgewiesen ist, dass sich in einem Bestandesklima der Tagesgang der CO2-
Konzentration nur geringfügig auf die tatsächliche Photosyntheserate und damit den CO2-
Umsatz der Pflanzen auswirkt, ist nach wie vor unklar, ob die photosynthetische Leistung der
Bäume und Wälder bei einem Anstieg des CO2-Gehaltes der Luft insgesamt tatsächlich
zunimmt (LYR et al. 1992, KÖRNER 2003, KÖRNER 2004, ASSHOFF et al. 2006, KÖRNER 2006).
Eine wissenschaftlich fundierte Beantwortung dieser Frage steht dabei in engem
Zusammenhang, ob CO2 an einem Standort tatsächlich wachstumslimitierend ist, oder ob für
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4 Material und Labormethoden
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das Wachstum hauptsächlich andere Komponenten (wie z.B. der Stickstoffhaushalt)
verantwortlich sind (SCHLESER 2007, freundl. mündl. Mitteilung).
δ 13
C-Veränderung in ‰/ppm
in ‰
δ 13
C
VPDB
3,5
3,0
2,5
2,0
1,5
1,0
0,5
0,0
1800 1850 1900
Zeit
1950 2000
-17,5
-18,0
-18,5
-19,0
-19,5
-20,0
-20,5
-21,0
a δ 13 C ATM (*-1)
δ 13 C ATM + K ürschner & Epstein (0,00730‰ /ppm) (*-1)
b
δ 13 C ATM + F en g (0,02‰ /p pm ) (*-1)
δ 13 C VPDB u n ko rrig iert
δ 13 C VPDB A T M -ko rrig iert
δ 13 C VPDB A T M + K ürschner-K orrektur
δ 13 C VPDB ATM + Feng-Korrektur
-21,5
1800 1850 1900
Zeit
1950 2000
Abbildung 11: a) Korrekturfaktoren und -modelle für die Veränderungen im atmosphärischen CO2 (δ 13 C und
pCO2) sowie der pflanzenphysiologischen Reaktionen nach KÜRSCHNER sowie FENG & EPSTEIN. b) beispielhafte
Anwendung der Korrekturmodelle auf eine der erhobenen δ 13 CRohwert-Zeitreihe. Quelle: überarbeitete
Abbildungen nach TREYDTE (2002).
Trotz der geschilderten Kritikpunkte bieten beide Modelle jedoch die Möglichkeit, die
anzunehmenden Reaktionen von Bäumen auf die steigende CO2-Konzentration in der
Atmosphäre mit zu berücksichtigen und in die späteren statistischen Berechnungen mit
einzubeziehen. Aus diesem Grund werden im Rahmen dieser Arbeit neben der standardmäßig
durchgeführten δ 13 CATM-Korrektur auch die pflanzenphysiologischen Korrekturmodelle von
KÜRSCHNER sowie FENG & EPSTEIN berücksichtigt und dargestellt. Die Werte der beiden
letztgenannten werden zu den in Kapitel 3.3 geschilderten δ 13 CATM-Korrekturwerten jeweils
57

4 Material und Labormethoden
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addiert und der berechneten Gesamtwerte schließlich auf die δ 13 C-Rohwertserien aufsummiert
(vergleiche dazu auch Anlage 2). Die daraus resultierenden Auswirkungen auf eine
exemplarische δ 13 C-Zeitreihe mit starkem Negativtrend im 19. Jahrhundert zeigt Abbildung
11b.
4.5. Chronologievergleiche und Klima-Jahrring-Beziehungen
Als ersten Ansatz der Analyse und Beurteilung der verschiedenen Zeitreihen sollen diese in
einem ersten Schritt für jeden Standort und jedes Isotop einzeln qualitativ beschrieben
werden. Als Grundlage hierfür dienen statistische Streuungsmaße wie Standardabweichung
und Variationskoeffizienten, um die Standorte auf Unterschiede oder Ähnlichkeiten hin zu
überprüfen. Anschließend sollen alle untersuchten Standortskurven anhand verschiedener
Frequenzbereiche verglichen werden. Zur Eliminierung möglicher störender Einflüsse von
Langfristtrends, die insbesondere bei den Kohlenstoffchronologien auftreten, werden bei den
Rohdaten die hochfrequenten Variationsanteile gesondert behandelt. Dazu werden die
Rohwerte der δ 13 CATM-Isotopenzeitreihen mit einem 5-jährigen FFT-Filter geglättet, um die
hohen Frequenzbereiche zu betonen. In einem weiteren Schritt werden diese gemittelten
Werte von den Ausgangswerten subtrahiert. Die Berechnungen der statistischen
Ähnlichkeiten zwischen den Standortschronologien wurden an diesen Residuen durchgeführt.
Für die jahrringparameterübergreifenden Analysen von δ 13 C, δ 18 O und Jahrringbreiten (JRB)
werden die Zeitreihen zur besseren Vergleichbarkeit einer z-Transformation unterzogen. Der
Mittelwert der standardisierten Zeitreihen wird hierbei auf Null, die Standardabweichung auf
eins normiert. Der Vorteil dieser Datenbehandlung ist, dass dimensionierte bzw. in
unterschiedlichen Einheiten gemessene Variablen (δ 13 C, δ 18 O, JRB) in dimensionslose
Variablen überführt und damit vergleichbar gemacht werden (BAHRENBERG et al. 1999). Es
wird an dieser Stelle betont, dass diese Umformung keinen Verlust an Informationen
innerhalb der Zeitreihen verursacht und reversibel ist.
Für die Quantifizierung von Klimainformationen in Isotopenchronologien werden
üblicherweise kombinierte Korrelations- und Regressionsberechnungen durchgeführt. Erster
Schritt ist hierbei die Berechnung von statistischen Zusammenhängen zwischen dem
erhobenen Klimaproxy (hier: δ 13 C und δ 18 O) und den Klimadaten bzw. komplexeren,
zusammengesetzten Klimawerten wie der PET. Diese statistische Analyse wird in einem
durch die verfügbare Länge der Klimadatensätze begrenzten Zeitfenster durchgeführt und als
Kalibration bezeichnet. Grundlage hierfür sind Korrelationskoeffizienten (Pearson´scher
Produktmoment-Korrelationskoeffizient, kurz: r) die den statistischen Zusammenhang
zwischen den untersuchten Proxy- und den gemessenen Klimavariablen beschreiben. Zur
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4 Material und Labormethoden
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Untersuchung von Klima-Jahrring-Beziehungen wird in den dendroklimatologischen
Verfahren nach FRITTS (1976) jedoch nur ein Teil des vorhandenen Gesamtzeitfensters der
Stationsdaten zur Kalibration benutzt. Der restliche Teil der Klimamessreihe wird dazu
benutzt, den in der Kalibration ermittelten Zusammenhang zwischen Klimadaten und
Jahrringproxy zu testen (die sog. Verifikation). Die Länge der für Südwest-Tibet vorhandenen
Klimamessreihen mit maximal 55 Jahren reicht jedoch nach Ansicht verschiedener Autoren
nicht aus, um sinnvolle Kalibrations- und Verifikationsfenster für die Klima-Jahrring-
Beziehungen aufzustellen (WU & LIN 1987, BRÄUNING 1999b). Um die Problematik der
zeitlich kurzen Datengrundlage zu berücksichtigen, scheint daher eine Beschränkung auf
einfache und möglicherweise gröbere statistische Verfahren, wie sie Korrelationsanalysen
darstellen, der sinnvollste Ansatz zu sein. Die für diesen Untersuchungsraum geschilderte, oft
mangelnde Repräsentativität und Übertragbarkeit zwischen meteorologischen
Aufzeichnungen und standortsökologische Bedingungen unterstreicht die Wahl eines
statistisch einfacheren methodischen Ansatzes (BRÄUNING 1999b). Aus diesem Grunde
erfolgt im Rahmen dieser Arbeit keine Klimarekonstruktion auf der Basis linearer
Regressionsberechnungen im engeren Sinne. Dafür sollen die Auswirkungen verschiedener
Klimaparameter auf die Isotopenwerte im Jahrring verstärkt untersucht werden, die aufgrund
ihrer ökologischen Zusammenhänge dennoch zuverlässige Abschätzungen der klimatischökologischen
Parameter am Standort geben können.
Zusätzlich zu den Korrelationen wurden standorts- und isotopenübergreifenden Vergleiche
durch einen Vorzeichentest weiter verifiziert. Bei diesem in der Dendrochronologie als
Gleichläufigkeit bezeichneten Testverfahren werden die jeweiligen Differenzen eines
Jahrringwertes 19 zum Vorjahr berechnet und die steigenden und fallenden Tendenzen der
Zeitreihen über den Vergleichszeitraum verglichen (SCHWEINGRUBER 1988). Als Resultat
erhält man ein weiteres, unabhängiges statistisches Maß zur Beurteilung der Zusammenhänge
zwischen den untersuchten Isotopenchronologien.
19 Hierunter sind sowohl die jährlichen Werte z.B. der Jahrringbreiten oder der Isotopenwerte zu verstehen,
die unter dem Terminus „Jahrringwert“ zusammengefasst werden.
59

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
5. Ergebnisse
In den folgenden Kapiteln werden die Ergebnisse der δ 13 C- (Kap. 5.1 und 5.2) und δ 18 O-
Zeitreihen (Kap. 5.3 und 5.4) vorgestellt. Dazu sollen, für jedes untersuchte Isotop getrennt,
zuerst die standortsinternen Merkmale der Reihen dargestellt und anschließend jeweils
standortsübergreifend verglichen werden. Hierbei wird besonderes Augenmerk auf die
Auswirkungen unterschiedlicher ökologischer Standortbedingungen auf die
Isotopensignaturen und -chronologien sowie der Untersuchung gemeinsamer standort- und
artenübergreifender Signale in den Zeitreihen gelegt. In einem weiteren Arbeitsschritt werden
dann die analysierten Standorts-Isotopenchronologien mit den standortsbezogenen
Jahrringbreitenchronologien (JRB) von BRÄUNING (1999a, 1999b, 2001) verglichen (Kap.
5.5). Ziel hierbei sind die direkten Vergleiche aller aus Jahrringen erhobenen Parameter der
jeweiligen Standorte. In Kapitel 5.6 liegt der Schwerpunkt schließlich auf der Untersuchung
der Klima-Jahrring-Beziehungen an den drei ökologisch differierenden Standorten. Neben
den Kohlenstoff- und Sauerstoffisotopenzeitreihen werden auch hier für jeden Standort
zusätzlich die Jahrringbreitenchronologien herangezogen und sämtliche Jahrringparameter in
Beziehung zu den drei untersuchten Klimaelementen Niederschlag, Temperatur und
potentielle Evapotranspiration (PET) gesetzt.
5.1 Standortsinterne Merkmale der δ 13 C-Zeitreihen
In diesem Kapitel werden die δ 13 C-Werte von Wacholdern (Juniperus tibetica) und Fichten
(Picea balfouriana) dreier Standorte in Südosttibet dargestellt. Für alle Standorte liegen
jährlich aufgelöste Zeitreihen vor, die aus δ 13 C-Werten des Gesamtrings von Jahrringen der
beprobten Bäume zusammengefasst wurden. Es wird an dieser Stelle noch einmal darauf
hingewiesen, dass die generierten Isotopenchronologien Mischkurven verschiedener
Individuen an einem Standort darstellen. Die Beschreibung und Darstellung der Zeitreihen hat
in diesem ersten Schritt rein qualitativen Charakter. Ein quantitativer Ansatz zum Vergleich
der hochfrequenten, mittelfrequenten und niederfrequenten Schwankungen aller Zeitreihen
folgt in Kapitel 5.2.
5.1.1 Standort Haize Shan
Die Schilderung der standortsinternen δ 13 C-Variationen der Wacholder (Juniperus tibetica)
am Standort Haize Shan erfolgt an der aus verschiedenen Bäumen des Standorts gepoolten
60

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Standortsmischkurve (Abbildung 12). Die jahrgenau aufgelöste Zeitreihe umfasst das
Zeitfenster zwischen 1174 und 1993 AD und umfasst damit eine Periode von 820 Jahren. Die
Belegungsdichte der δ 13 C-Chronologie liegt mit Ausnahme der ersten ca. 80 Jahre
durchgehend bei vier bzw. fünf Individuen, was der von LEAVITT & LONG (1984) geforderten
Repräsentativität für Standortsmischkurven bei Isotopenuntersuchungen entspricht. Betrachtet
man die wichtigsten statistischen Streuungsmaße, so ergeben sich für die Rohwertserie am
Standort eine Standardabweichung von 0,54‰ und ein Variationskoeffizient von 2,78%, was
auf eine hohe Homogenität und eine niedrige Streuung der Werte innerhalb der Zeitreihe
hinweist. Als Maß für die Zentraltendenz der Zeitreihe ergibt sich für die δ 13 C-Rohwerte des
Standorts Haize Shan ein arithmetischer Mittelwert von -19,44‰ (Tabelle 4).
Tabelle 4: Wichtigste statistische Kennziffern der δ 13 C-Zeitreihen (incl. der verschiedenenen Korrekturmodelle)
für den Standort Haize Shan. MW= arithmetischer Mittelwert, STABW= Standardabweichung, Var.-Koeff. =
Variationskoeffizient.
HAIZE SHAN WACHOLDER MW STABW
VAR.-
KOEFFIZIENT
δ 13 C (Rohwerte) -19,44 0,54 2,78
δ 13 C (CO2 ATM) -19,36 0,58 2,99
δ 13 C (CO2 ATM + KÜR) -19,32 0,62 3,21
δ 13 C (CO2 ATM + FENG) -19,26 0,72 3,73
Bei der Betrachtung der Gesamtreihe in Abbildung 12 sind einige Auffälligkeiten auf den
ersten Blick erkennbar. So steigen die δ 13 C-Rohwerte nach einem markanten Abfall bis ca.
1280 AD kontinuierlich um ca. 1,3‰ bis zu einem Maximum bei ca. 1865 AD an.
Unterbrochen wird dieser positive Trend lediglich durch drei, ca. 30 Jahre dauernde
Depressionsphasen, die zwischen 1390-1415 AD, 1545-1570 AD und 1660-1690 AD
auftreten. Auffallend ist der sehr markante Haken am Ende der Zeitreihe, der durch einen
starken negativen Trend der δ 13 C-Werte mit einem Abfall um ca. 2‰ seit 1940 AD verursacht
wird. So liegt das absolute Minimum der Wacholder-Zeitreihe für die δ 13 C-Rohwerte im Jahr
1993 AD.
In Kapitel 4.4 wurden die Auswirkungen des steigenden CO2-Gehaltes der Atmosphäre (pCO2
und δ 13 C-Veränderungen) auf die δ 13 C-Werte im Jahrring beschrieben. In dem hier deutlich
erkennbaren, starken Negativtrend der δ 13 C-Zeitreihe spiegelt sich dieses anthropogen
injizierte Rauschen wider. Da der feststellbare Trend nicht als klimatisch verursachtes
Langfristsignal zu deuten ist, muss er entsprechend der geschilderten Modelle korrigiert
werden. Es wird bereits an dieser Stelle darauf hingewiesen, dass für die späteren
Berechnungen der Klima-Jahrringisotopen-Beziehungen stets die CO2-trendbereinigten
δ 13 CATM-Zeitreihen verwendet wurden.
61

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
62
δ 13 C VPDB Haize Shan Wacholder (Rohwerte) [‰]
Anzahl Bäume
-18
-19
-20
-21
8
6
4
2
0
1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
1σ
1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900
0
2000
Jahre
Abbildung 12: 820-jährige δ 13 C-Rohwertserie und Belegungsdichte der untersuchten Wacholder (Juniperus
tibetica) am Standort Haize Shan. Rote Linie: 31-jähriger FFT-Filter, schwarze Linie 101-jähriger FFT-Filter der
δ 13 C-Zeitreihe, horizontale Linie: Mittelwert der Zeitreihe.
δ 13 C VPDB Haize Shan Wacholder [‰]
1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
-10
-12
-16
-18
-20
CO 2 ATM + Feng & Epstein
CO + Kürschner
2 ATM
-14
CO 2 ATM
Rohdaten
-22
-22
1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
Jahre
Abbildung 13: Anwendung der CO2-Korrekturen und deren Auswirkung auf die δ 13 C-Wacholder-Chronologie
am Standort Haize Shan. Die Darstellung erfolgt zur besseren Übersichtlichkeit der Kurven mit einem Versatz
von jeweils +2,5‰ zu den Rohdaten. Rote Linie: 31-jähriger FFT-Filter, schwarze Linie: 101-jähriger FFT-
Filter. Horizontale Linien: Mittelwerte der jeweiligen Zeitreihen. Der rote Rahmen stellt den Zeitausschnitt der
CO2-Korrekturen dar.
-18
-19
-20
-21
8
6
4
2
-10
-12
-14
-16
-18
-20

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Abbildung 12 zeigt die Anwendung der CO2-Korrekturen auf die δ 13 C-Isotopenchronologie
am Standort Haize Shan. Bei der Betrachtung der vier Zeitreihen fällt auf, dass sich mit der
Anwendung der verschiedenen CO2-Korrekturen der Gesamtverlauf ab 1800 AD signifikant
ändert. Der starke Negativtrend wird durch die CO2 ATM - Korrektur und die CO2 ATM + Kürschner
-Korrektur im 20. Jahrhundert nur leicht abgeschwächt und auf ein höheres Niveau
angehoben. Der eigentliche δ 13 C-Abfall seit Mitte des 20. Jahrhunderts besteht in beiden
Modellen jedoch in abgeschwächter Form weiterhin. Nur durch die Verwendung der
Korrekturwerte nach FENG & EPSTEIN kommt es zu einer signifikanten Anhebung der
Zeitreihe in den letzten 50 Jahren und damit zur annähernden Eliminierung des anthropogen
induzierten CO2-Trends. Auffallend ist, dass der in den mittel- bis niederfrequenten Filtern
(rote und schwarze Linien in Abb. 12) erkennbare positive Trend seit ca. 1300 AD in allen
vier δ 13 C-Zeitreihen des Standortes bis ca. 1900 AD anhält. Während er für die Rohwerte, die
CO2 ATM sowie die CO2ATM + Kürschner -Korrekturen durch den geschilderten negativen Trend
Mitte des 20. Jahrhunderts unterbrochen wird, zeigt die Zeitreihe der nach FENG & EPSTEINkorrigierten
δ 13 C-Werte bis in die Neuzeit eine konstant verlaufende Zunahme um insgesamt
ca. 2‰.
Unklar bleibt zu diesem Zeitpunkt die Frage, ob es sich dabei um ein Erwärmungssignal
handelt, oder ob sich hier veränderte pflanzenphysiologische Reaktionen auf steigendes
atmosphärisches CO2 bzw. standortsökologische bzw. –klimatologische Veränderungen
durchpausen. Eine mögliche Antwort darauf kann nur das Einbeziehen zusätzlicher
Informationen geben, wie sie Klimadaten oder Jahrringbreiten darstellen. Dies soll zu einem
späteren Zeitpunkt in dieser Arbeit in einer vertieften Analyse geschehen.
5.1.2 Standort Qamdo
Am Standort Qamdo war es durch das Vorkommen zweier verschiedener Baumarten möglich,
neben tibetischen Wacholdern (Juniperus tibetica) zusätzlich einen natürlichen Bestand an
Fichten (Picea balfouriana) zu beproben. Mit den zum Teil sehr langlebigen Wacholdern
konnte dabei eine bis 489 AD zurückreichende Isotopen-Chronologie aufgebaut werden,
während die Fichtenchronologie aufgrund des zum Teil differierenden natürlichen
Maximalalters der Bäume bis 1685 AD zurückreicht. Aufgrund der besseren Übersichtlichkeit
soll zunächst die Betrachtung der zwei untersuchten Baumarten getrennt voneinander
vorgenommen werden, ehe ein direkter Vergleich der δ 13 C-Zeitreihen beider Baumarten
dieses Standortes in einem späteren Kapitel erfolgt.
63

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
5.1.2.1 δ 13 C-Wacholder-Chronologie
Am Standort Qamdo konnte durch die Beprobung lebender Individuen sowie durch die
Probennahme von bereits abgestorbenen Bäumen die längste δ 13 C-Isotopenchronologie dieser
Arbeit aufgebaut werden. Sie umfasst insgesamt ca. 1500 Jahre und reicht von 489 AD bis
2004 AD (Abbildung 14). Damit stellt sie für Hochasien die bisher längste bekannte,
jahrgenau aufgelöste Isotopenzeitreihe aus Jahrringen dar. Die Belegungsdichte zeigt bis ca.
680 AD nur ein analysiertes Individuum an. Es ist daher davon auszugehen, dass die δ 13 C-
Werte bis zu diesem Zeitpunkt nur die ökologisch-klimatische Amplitude eines Einzelbaumes
am Standort darstellen und nur bedingt für Aussagen zur Klima- und Umweltgeschichte
Südwest-Tibets geeignet sind. Erst ab ca. 850 AD erreicht die Chronologie eine
Belegungsdichte von drei Bäumen, die als ausreichend für Aussagen hinsichtlich der
Klimavariabilität am Standort einzuschätzen ist. Durch erneute Probennahme im Jahr 2004
konnte die zunächst nur bis 1995 AD reichende Zeitreihe um weitere 10 Jahre verlängert und
aktualisiert werden. Dabei wurde darauf geachtet, dass sich die bisherige Altersstruktur der
Bäume nicht verändert. Es wurden daher ausschließlich Bäume mit ähnlichem Alter wie die
bereits analysierten verwendet, um etwaige Probleme mit dem CO2-Jugendtrend zu
vermeiden. Die neu hinzugekommenen Bäume machen sich durch einen Sprung in der
Belegungsdichte zwischen 1950 und 2005 von vier auf acht Exemplare bemerkbar. Die Werte
von 1950 bis 1995 stellen hier einen Mittelwert der δ 13 C-Werte zwischen den alten und neuen
Baumproben am Standort dar 20 . Für den Zeitraum der Kalibrationsberechnungen mit den
Klimamessdaten erhöht sich damit die Repräsentativität der δ 13 C-Isotopenchronologie für den
Standort deutlich.
Tabelle 5: Wichtigste statistische Kennziffern für die δ 13 C-Wacholder-Chronologien am Standort Qamdo.
QAMDO WACHOLDER MW STABW
VAR.-
KOEFFIZIENT
64
δ 13 C (Rohwerte) -18,82 0,45 2,38
δ 13 C (CO2 ATM) -18,77 0,33 1,77
δ 13 C (CO2 ATM + KÜR) -18,74 0,32 1,69
δ 13 C (CO2 ATM + FENG) -18,70 0,34 1,84
Analog zu der Kurve am Standort Haize Shan zeigen bei den statistischen Streuungsmaßen
sowohl die Standardabweichung mit 0,45‰ als auch der Variationskoeffizient mit 2,38%
erneut die niedrige Streuung und gute Homogenität der δ 13 C-Rohwerte, die um den Mittelwert
von -18,82‰ schwanken (Tabelle 5).
20 Dieser 50 Jahre umfassende Zeitabschnitt wird als sog. „Overlap“ bezeichnet. In diesem
Überlappungszeitraum werden jahresweise die Isotopenwerte der alten und neuen Bäume gemittelt, ehe der
Übergang zu den neu hinzugekommenen Bäumen erfolgt.

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Bei genauerer Betrachtung des Gesamtbildes der 1500-jährigen δ 13 C-Isotopenchronologie aus
Wacholdern fallen zwei Charakteristika auf (Abbildung 14). Zum einen zeichnet sich die
Zeitreihe durch eine hohe Variabilität der δ 13 C-Werte im hoch- als auch niederfrequenten
Bereich (dargestellt durch die rote Linie des 31-jährigen Filters) aus. So finden sich im
Gesamtverlauf der Isotopenzeitreihe verschiedene prägnante Maximal- und Minimalstadien.
Während die Werte zwischen 490 AD und 1000 AD einem relativ gleichmäßigen,
wellenförmigen Verlauf mit zwischengeschalteten Phasen sehr geringer Variabilität folgen, ist
zwischen ca. 1030 und 1040 AD ein erstes, prägnantes Minimum erkennbar. Nach diesem
ersten Pessimum der Zeitreihe steigen die δ 13 C-Werte um 0.8‰ auf ein absolutes Maximum
der Rohwertserie bei ca. 1270 AD deutlich an. Da hohe Isotopenwerte ein Hinweis auf
trocken-warme Bedingungen sind, kann für diesen Zeitabschnitt davon ausgegangen werden,
dass sich eine klimatische Gunstphase in den Isotopenwerten durchpaust. Dies würde gut mit
dem nordhemisphärisch feststellbaren Phänomen eines mittelalterlichen Wärmeoptimums
(kurz MWP: Medieval Warm Period) zwischen 1000 und 1300 AD korrelieren (GLASER
2001; ESPER AT AL. 2002; SCHÖNWIESE 2003). Einem niederfrequenten Wellenmuster
folgend, ist anschließend ein bis zum Ende des 19. Jahrhunderts anhaltender, auffallender
Abwärtstrend zu erkennen. Dieser δ 13 C-Abfall wird lediglich durch Phasen höherer
Isotopenwerte zwischen 1330 - 1400 AD, 1550 - 1600 AD sowie 1680 - 1720 AD modifiziert.
Das zweite Hauptcharakteristikum der δ 13 C-Wacholder-Rohwerte am Standort Qamdo ist der
stark abfallende Haken in den letzten Dekaden. So ist auch an dieser Zeitreihe der starke
negative Trend der δ 13 C-Werte im 20. Jahrhundert zu beobachten. Im Vergleich zum Standort
Haize Shan ist der hier feststellbare Betrag der Abnahme jedoch mit ca. 2,4‰ ungleich höher
und beginnt bereits 30 Jahre früher, um ca. 1910. Auch hier wird das eigentliche Klimasignal
durch den „fossil-fuel-burning“-Effekt überlagert und die Isotopenwerte müssen daher
korrigiert werden. Einen Überblick über die Auswirkungen der CO2-Korrekturen auf die
δ 13 C-Rohwertzeitreihe gibt Abbildung 15. Um die Auswirkungen der verschiedenen CO2-
Korrekturen auf die Rohwert-Isotopenchronologie besser darstellen zu können, wurden die
einzelnen Zeitreihen jeweils um 2,5‰ versetzt.
Vor dem Beginn der Korrekturen bis 1800 AD verlaufen alle vier Kurven identisch. Erst für
die Zeit danach zeigen sich durch die unterschiedlichen Korrekturwerte der Modelle erneut
signifikante Differenzen in den Kurvenverläufen. Mit der Berücksichtigung einer alleinigen
Korrektur der Veränderungen im atmosphärischen CO2 (CO2 ATM) wird der in den Rohwerten
noch vorhandene, signifikante Negativtrend im 20. Jahrhundert bereits deutlich
abgeschwächt. Für den Gesamtzeitraum der δ 13 CATM-Chronologie liegen die Werte der
Neuzeit damit auf einem Niveau mit dem geschilderten Minimum zu Beginn des 11.
Jahrhunderts.
65

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
66
δ 13 C VPDB Qamdo Wacholder (RAW) [‰]
Anzahl Bäume
-18
-19
-20
-21
10
8
6
4
2
0
500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
1σ
500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
Jahre
Abbildung 14: 1500-jährige δ 13 C-Rohwertserie der Wacholder (Juniperus tibetica) am Standort Qamdo. Die
rote Linie entspricht einem 31-jährigen Filter, schwarze Linie 101-jähriger FFT-Filter. Die graue Linie stellt den
arithmetischen Mittelwert der Zeitreihe dar. Unten aufgetragen ist die Belegungsdichte (Anzahl der Bäume) für
den jeweiligen Zeitabschnitt.
δ 13 C VPDB Qamdo Wacholder [‰]
-10
-12
-14
-16
-18
-20
-22
500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
CO 2 ATM + Feng & Epstein
CO 2 ATM + Kürschner
CO 2 ATM
Rohdaten
-22
500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
Jahre
Abbildung 15: Anwendung der CO2-Korrekturen und deren Auswirkung auf die δ 13 C-Wacholder-Chronologie
am Standort Qamdo. Die Darstellung erfolgt zur besseren Übersichtlichkeit der Kurven mit einem Versatz von
jeweils +2,5‰ zu den Rohdaten. Rote Linie: 31-jähriger FFT-Filter, schwarze Linie: 101-jähriger FFT-Filter.
Horizontale Linien: Mittelwerte der jeweiligen Zeitreihen. Der rote Rahmen stellt den Zeitausschnitt der CO2-
Korrekturen dar.
-18
-19
-20
-21
10
8
6
4
2
0
-10
-12
-14
-16
-18
-20

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Mit den in Kapitel 4.4 geschilderten, kombinierten Korrekturansätzen von atmosphärischer
δ 13 C-Veränderung und pflanzenphysiologischer Reaktion nach KÜRSCHNER und FENG &
EPSTEIN ergeben sich noch deutlichere Veränderungen. So wird der noch in der δ 13 C-
Rohwertkurve charakteristische negative Trend der letzten 70 Jahre entweder fast vollständig
eliminiert (CO2 ATM + Kürschner) und weist nur noch einen bedeutsamen Peak um 1910 AD
auf bzw. schwenkt deutlich ansteigend signifikant ins Positive (CO2 ATM + Feng & Epstein).
Bemerkenswert bei der Berücksichtigung der Korrektur nach FENG & EPSTEIN ist, dass
hierdurch das Niveau der Kurve in jüngster Zeit auf ein Maximum gehoben wird, das
signifikant über dem bisherigen Maximal-Niveau der δ 13 C-Gesamtkurve Mitte des 13.
Jahrhunderts liegt. Eine Gesamtbetrachtung der nach FENG & EPSTEIN korrigierten
Isotopenchronologie verdeutlicht eine mögliche Unterteilung der Zeitreihe in paläoklimatisch
bedeutsame Abschnitte wie ein Wärmeoptimum um 1270 AD, das dem Mittelalterlichen
Wärmeoptimum in anderen Gebieten der Nordhalbkugel entsprechen könnte, die mögliche
Ausgliederung einer Klimadepression analog zur Kleinen Eiszeit (Kältemaximum um 1780
AD) sowie eine prägnante rezente Klimaerwärmung. Dabei zeigt sich, dass die Isotopenwerte
nicht nur im hochfrequenten Verlauf, sondern auch im mittel- bis niederfrequenten
Frequenzbereich (dargestellt durch den 31-jährigen bzw. 101-jährigen Filter) den
geschilderten Phasen folgen.
5.1.2.2 δ 13 C-Fichten-Chronologie
Zusätzlich zur δ 13 C-Wacholderchronologie konnte am Standort Qamdo eine 320-jährige δ 13 C-
Zeitreihe aus Fichten (Picea balfouriana) aufgebaut werden. Durch die Auswahl geeigneter
Bohrkerne war es jedoch im Unterschied zu den Wacholdern für den gesamten analysierten
Zeitraum möglich, eine durchgehende Belegungsdichte von mindestens fünf Bäumen zu
gewährleisten. Analog zur Vorgehensweise bei den Wacholdern war es auch für diese zweite
Baumart möglich, durch eine Nachbeprobung am Standort die zunächst nur bis 1995
reichende Zeitreihe bis ins Jahr 2004 zu aktualisieren. Vergleicht man die statistischen
Streuungsmaße zwischen den δ 13 C-Rohwerten beider Baumarten am Standort, so zeigen
sowohl die Standardabweichung für die Fichte mit 0,98‰ als auch der Variationskoeffizient
mit 4,67% annähernd doppelt so hohe Werte im Vergleich zu den Wacholdern. Jedoch weisen
beide Werte auf eine auch in den Fichten feststellbare, niedrige Streuung der Werte um den
Mittelwert der δ 13 C-Rohwertserie von -20,91‰ und damit eine hohe Homogenität hin
(Tabelle 6).
67

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Tabelle 6: Wichtigste statistische Kennziffern für die δ 13 C-Fichten-Chronologien am Standort Qamdo.
QAMDO FICHTE MW STABW
VAR.-
KOEFFIZIENT
68
δ 13 C (Rohwerte) -20,91 0,98 4,67
δ 13 C (CO2 ATM) -20,65 0,61 2,94
δ 13 C (CO2 ATM + KÜR) -20,53 0,47 2,30
δ 13 C (CO2 ATM + FENG) -20,34 0,30 1,50
Abbildung 16 stellt den Verlauf der δ 13 C-Rohwerte von 1685 bis 2004 dar. Auffallend ist der
sehr einheitliche Verlauf der Zeitreihe von 1685 AD bis ca. 1825 AD, dem eine leichte
Wellenbewegung überlagert ist. Die δ 13 C-Werte schwanken dabei nur minimal um einen
Betrag von ca. 0,5‰, was auf über längere Zeit gleich bleibende Umwelt- und
Standortbedingungen hindeuten könnte. Nach 1810 AD folgen auch für diese Baumart die
δ 13 C-Rohwerte einem generellen Abwärtstrend bis zum Beginn des 21. Jahrhunderts. Der
Betrag dieses Negativtrends erreicht bei den Fichten jedoch einen Wert von ca. 4‰ und liegt
damit signifikant über der bei den Wacholdern festgestellten Abnahme von ca. 2‰. Ob sich
an diesem Standort hierbei möglicherweise differierende Fraktionierungsmechanismen
zwischen den zwei untersuchten Baumarten durchpausen, kann an dieser Stelle noch nicht
beantwortet werden.
Wie für alle bisherigen δ 13 C-Kurven wird auch dieser Trend durch die entsprechenden
Korrekturmodelle herausgerechnet. Das Resultat zeigt Abbildung 17. Sowohl im hoch- als
auch niederfrequenten Bereich (dargestellt durch die 11- bzw. 51-jährigen Filter) zeigen die
vorgenommenen CO2-Korrekturen auf die δ 13 C-Chronologien hier jedoch nur bedingt eine
positive Wirkung. So wird der starke Negativtrend der Zeitreihe in den letzten zwei
Jahrhunderten durch die CO2 ATM-Korrektur, als auch durch die CO2 + Kürschner-Korrektur
nicht eliminiert, obwohl das Niveau der korrigierten δ 13 C-Kurven in diesem Zeitraum um 1,5
bis 2‰ angehoben wird. Einzig die Korrektur nach FENG & EPSTEIN schwächt den Trend seit
1810 AD deutlich ab und hebt die δ 13 C-Kurve auf ein eher ausgeglichenes Werteniveau an.
Jedoch liegt das absolute Minimum der Chronologie auch mit der stärksten Korrektur nach
wie vor im jüngsten Abschnitt am Ende des 20. Jahrhunderts. Für diese Baumart und diesen
Standort scheint die extreme Abnahme von -4‰ nicht nur ein anthropogen injiziertes
Rauschen zu sein, sondern könnte bereits ein möglicher Hinweis auf sich ändernde
Umweltbedingungen sein.

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
δ 13 C VPDB Qamdo Fichte (Rohwerte) [‰]
Anzahl Bäume
-19
-20
-21
-22
-23
-24
1650 1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000
1σ
12
10
8
6
4
2
0
1650 1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000
Jahre
Abbildung 16: 320-jährige δ 13 C-Rohwertserie der Fichten (Picea balfouriana) am Standort Qamdo, Rote Linie:
11-jähriger FFT-Filter, schwarze Linie: 51-jähriger FFT-Filter. Graue Linie: arithmetisches Mittel der Zeitreihe.
Unten aufgetragen ist die Belegungsdichte (Anzahl der Bäume) für den jeweiligen Zeitabschnitt.
δ 13 C VPDB Qamdo Fichte [‰]
1650 1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000
-12
-14
-16
-18
-20
-22
-24
CO 2 ATM + Feng & Epstein
CO 2 ATM + Kürschner
CO 2 ATM
Rohdaten
1650 1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000
Jahre
Abbildung 17: Anwendung der CO2-Korrekturen und deren Auswirkung auf die δ 13 C-Fichten-Chronologie am
Standort Qamdo. Die Darstellung erfolgt zur besseren Übersichtlichkeit der Kurven mit einem Versatz von
jeweils +2,5‰ zu den Rohdaten. Rote Linie: 11-jähriger FFT-Filter, schwarze Linie: 51-jähriger FFT-Filter.
Horizontale Linien: Mittelwerte der jeweiligen Zeitreihen. Der rote Rahmen stellt den Zeitausschnitt der CO2-
Korrekturen dar.
-19
-20
-21
-22
-23
-24
12
10
8
6
4
2
0
-12
-14
-16
-18
-20
-22
-24
69

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
5.1.3 Standort Reting
Der im direkten geographischen Vergleich am westlichsten liegende Standort Reting ist
aufgrund der in Kapitel 2 geschilderten standörtlichen Bedingungen in Bezug auf
paläoklimatische Fragestellungen als besonders interessant einzustufen. Hier ist davon
auszugehen, dass sich die Untersuchungsfläche und damit auch die beprobten Individuen in
der Nähe der aktuellen, westlichen Verbreitungsgrenze der Baumvegetation Südtibets
befindet (MIEHE et al. 2007). Es ist daher zu erwarten, dass die beprobten Bäume eine
deutlich sensitivere Reaktion auf mögliche Umwelt- und Klimaänderungen geben können.
Durch die Auswahl geeigneter Individuen konnte an diesem Standort bis auf die ersten ca. 50
Jahre eine durchgehende Belegungsdichte von fünf Bäumen gewährleistet werden. Die
untersuchte Zeitreihe erfüllt damit die von LEAVITT & LONG (1984) geforderte
Mindestbelegung von vier Individuen bei der Analyse von Isotopenzeitreihen. Zusätzlich
konnte durch erneute Probennahme eine Aktualisierung der Zeitreihe vom ursprünglichen
Endjahr 1995 AD auf aktuell 2005 AD erreicht werden. Das Hinzunehmen der neuen Proben
in den Gesamtpool der Bäume spiegelt sich wiederum in einer Zunahme der Belegungsdichte
zwischen 1940 und 2005 von fünf auf zehn Bäume wider. Analog zu den Zeitreihen der
Wacholder und Fichten am Standort Qamdo erhöht sich im Vergleichszeitraum mit den
Klimamessdaten damit die Repräsentativität der Zeitreihe für die späteren Analysen der
Klima-Jahrring-Beziehungen am Standort. Die statistischen Streuungsmaße zeigen für die
Rohwerte der δ 13 C- Zeitreihe eine Standardabweichung von 0,51‰ und einen
Variationskoeffizienten von 2,71% Der Mittelwert der Rohwertkurve liegt hier bei -18,84‰
(Tabelle 7). Die bei den vorherigen Standorten feststellbare geringe Streuung der δ 13 C-
Rohwerte ist damit auch an diesem Standort zu beobachten.
Tabelle 7: Wichtigste statistische Kennziffern für die δ 13 C-Chronologien am Standort Reting.
70
RETING WACHOLDER MW STABW
VAR.-
KOEFFIZIENT
δ 13 C (Rohwerte) -18,84 0,51 2,71
δ 13 C (CO2 ATM) -18,74 0,41 2,18
δ 13 C (CO2 ATM + KÜR) -18,69 0,42 2,23
δ 13 C (CO2 ATM + FENG) -18,62 0,50 2,69
Einen Überblick über die Anzahl der untersuchten Bäume pro Zeitabschnitt und den Verlauf
der δ 13 C-Rohwerte am Standort Reting zeigt Abbildung 18. Die bereits an den anderen
Standorten feststellbare Variabilität der δ 13 C-Werte im hoch- und niederfrequenten Bereich
bleibt auch hier kennzeichnend. Für den Gesamtverlauf der Zeitreihe sind verschiedene
charakteristische Phasen hoher und niedriger δ 13 C-Werte ableitbar. So weist die δ 13 C-

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Isotopenchronologie am Standort zwei deutliche Maximalphasen um 1220 AD und 1590 AD
auf. Nach dem ersten Optimum ist ein Abnehmen der Werte um ca. 1‰ auf ein Minimum um
1410 AD festzustellen. Dem folgt ein wellenförmiger Anstieg mit einem annähernd gleichen
Betrag auf die zweite Maximalphase 1590 AD. Von 1600 AD bis ca. 1800 AD schließt sich,
nur durch eine Depression zwischen 1650 AD und 1690 AD unterbrochen, eine Phase mit
geringer Variabilität an. Der an den vorherigen Standorten charakteristische Abwärtstrend der
δ 13 C-Werte im 19. und 20. Jahrhundert ist auch für Reting bezeichnend. So fällt die
Rohwertkurve nach 1810 AD um ca. 2‰ auf ein absolutes Minimum ab (101-jähriger
Filter).Unterbrochen wird dieser Trend nur durch eine kurze Phase zwischen 1910 AD und
1950AD, in der dem generellen Abwärtstrend der δ 13 C-Rohwerte ein leichter Anstieg
aufgesetzt zu sein scheint. Aufgrund des geschilderten starken Negativtrends werden auch für
diesen Standort die δ 13 C-Rohwerte nach 1800 AD einer routinemäßigen CO2-Korrektur
unterzogen. Analog zu den vorherigen Standorten wird auch hier das Zeitfenster ab 1800 AD
gesondert betrachtet.
Abbildung 19 zeigt anschaulich die Veränderung der δ 13 C-Zeitreihen durch die verschiedenen
CO2-Korrekturmodelle. So weist bereits die an δ 13 C-Chronologien mit starkem Negativtrend
standardmäßig durchgeführte CO2 ATM- Korrektur deutliche Auswirkungen auf die Zeitreihe
auf. Die für die Rohwerte feststellbare Abnahme seit 1810 AD wird hierbei bereits fast
vollständig eliminiert. Mit der kombinierten Korrektur aus δ 13 C ATM und der Veränderung des
Diskriminierungsverhalten mit der Erhöhung der atmosphärischen CO2-Konzentration um
0.0073‰ pro ansteigendem ppm nach Kürschner (CO2 ATM + Kürschner) ergibt sich eine
Anhebung der Werte im 20. Jahrhundert auf ein Niveau vergleichbar zu den geschilderten
bisherigen Maximalphasen um 1220 AD und 1590 AD.
Noch deutlicher ändert sich das Gesamtbild, wenn man das Korrekturmodell nach FENG &
EPSTEIN mit einer stärker simulierten Berücksichtigung des sich ändernden
Diskriminierungsverhaltens von 0.02‰/ppm auf die δ 13 C-Rohwertkurve anwendet (CO2 ATM
+ Feng & Epstein). Die oberste Kurve in Abbildung 19 zeigt das Resultat. So ist der
ursprüngliche Negativtrend der letzten 200 Jahre in den δ 13 C-Rohwerten komplett
verschwunden und wird stattdessen durch einen signifikanten Anstieg der δ 13 C-Werte seit ca.
1910 AD ersetzt. Die Kurve wird dadurch in den letzten 90 Jahren auf ein Maximum
gehoben, das sämtliche bisher positiven Wellenbewegungen innerhalb der Zeitreihe deutlich
überragt. Besonders deutlich wird dieser Trend durch die Betrachtung der mittel- bis
langjährigen Mittel (rote und schwarze Linien). Wie bei den vorhergegangenen Standorten
pausen sich multidekadische und säkulare Frequenzbereiche in den δ 13 C-Chronologien
deutlich durch.
71

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
72
δ 13 C VPDB Reting Wacholder (Rohwerte) [‰]
Anzahl Bäume
1100
-17
1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
1σ
-18
-19
-20
-21
12
10
8
6
4
2
0
1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
Jahre
Abbildung 18: 840-jährige δ 13 C-Rohwertserie tibetischer Wacholder (Juniperus tibetica) am Standort Reting.
Rote Linie: 31-jähriger FFT-Filter, schwarze Linie: 101-jähriger FFT-Filter. Graue Linie: arithmetisches Mittel
der Zeitreihe. Unten aufgetragen ist die Belegungsdichte (Anzahl der Bäume) für den jeweiligen Zeitabschnitt.
δ 13 C VPDB Reting Wacholder [‰]
-10
-12
-14
-16
-18
-20
1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
CO 2 ATM + Feng & Epstein
CO 2 ATM + Kürschner
CO 2 ATM
Rohdaten
1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
Jahre
Abbildung 19: Anwendung der CO2-Korrekturen und deren Auswirkung auf die� 13C-Wacholder-Chronologie
am Standort Reting. Die Darstellung erfolgt zur besseren Übersichtlichkeit der Kurven mit einem Versatz von
jeweils +2,5‰ zu den Rohdaten. Rote Linie: 31-jähriger FFT-Filter, schwarze Linie: 101-jähriger FFT-Filter.
Horizontale Linien: Mittelwerte der jeweiligen Zeitreihen. Der rote Rahmen stellt den Zeitausschnitt der CO2-
Korrekturen dar.
-17
-18
-19
-20
-21
12
10
8
6
4
2
0
-10
-12
-14
-16
-18
-20

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
5.2 Standortsvergleich der δ 13 C-Zeitreihen
Vergleich zwischen den Juniperus-Zeitreihen
Nach der vorangegangenen, rein qualitativen standortsinternen Beschreibung der δ 13 C-
Zeitreihen soll in diesem Kapitel ein standortsübergreifender Vergleich der
Isotopenchronologien erfolgen. Aufgrund der abweichenden Zeitfenster innerhalb der
Standorte werden zuerst die Wacholder-Zeitreihen miteinander verglichen, ehe für den
Standort Qamdo ein interner Vergleich zwischen den beiden untersuchten Baumarten erfolgt.
Da die δ 13 C-Rohwerte der untersuchten Baumarten alle durch den geschilderten CO2-Trend
von einem nichtklimatischen Signal überlagert sind, werden für die weiteren statistischen
Berechnungen die korrigierten δ 13 CATM-Werte herangezogen. Auch bei diesen bleiben die in
den δ 13 C-Rohwerten standortübergreifend festgestellten Ähnlichkeiten für die Amplituden der
Jahr-zu-Jahr-Variationen sowie die geringe Streuung hoch signifikant. Dies unterstreicht die
gute Vergleichbarkeit der verschiedenen Zeitreihen im hochfrequenten Bereich.
δ 13 C (ATM-korr.) [‰] VPDB δ 13 δ C (ATM-korr.) [‰]
VPDB 13 C (ATM-korr.) [‰]
VPDB
-18
-19
-20
-18
-19
-20
-18
-19
-20
-21
600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000
Reting Wacholder
Qamdo Wacholder
Haize Shan Wacholder
600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000
Jahre
Abbildung 20: Standortsübergreifender Vergleich der δ 13 CATM-Chronologien der drei untersuchten
Wacholderstandorte in Südost-Tibet. Rote Linie 51-jähriger FFT-Filter, schwarze Linie 101-jähriger FFT-Filter.
Die horizontale graue Linie stellt den jeweiligen Mittelwert der Zeitreihe dar.
-18
-19
-20
-18
-19
-20
-18
-19
-20
-21
73

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Eine Gegenüberstellung der CO2-korrigierten δ 13 CATM-Zeitreihen der untersuchten Wacholder
an den Standorten Reting, Qamdo und Haize Shan zeigt Abbildung 20. Deutlich werden die
meist nur schwach ausgeprägten Zusammenhänge zwischen den Zeitreihen sowohl im
hochfrequenten als auch im mittel- bis niederfrequenten Bereich. So sind in den
Langfristtrends aller Wacholderzeitreihen (dargestellt durch die schwarze Linie des 101jährigen
Filters) kaum gemeinsamen Verläufe und Trends zu erkennen und jede
Standortskurve ist charakterisiert durch einen individuellen Verlauf. Die Mittelwerte der drei
dargestellten δ 13 CATM-Wacholderchronologien folgen damit in gewisser Weise der zu Beginn
geschilderten klimatologisch-ökologischen Einordnung der Standorte entlang eines
Gradienten abnehmenden Monsuneinflusses. So beträgt beispielsweise die Differenz der
Mittelwerte zwischen dem im Einflussbereich der meridionalen Stromfurchen liegenden
Standort Haize Shan und der am westlichsten liegenden Untersuchungsfläche bei Reting
0,62‰. Das bereits in den Modellen zur CO2-Aufnahme geschilderte Durchpausen der
jeweiligen Feuchtebedingungen am Standort in die δ 13 C-Werte der Jahrringe wird damit
bestätigt.
Die Ergebnisse einer statistischen Vergleichsanalyse der drei mehrhundertjährigen Zeitreihen
sind in Tabelle 8 ersichtlich. Für die Berechnungen der standortübergreifenden
hochfrequenten δ 13 CATM-Signale wurden dazu Residuen verwendet, um den störenden
Einfluss von anthropogen induzierten Langfristtrends zu eliminieren. Dazu werden die
Rohwerte der δ 13 CATM mit einem 5-jährigen FFT-Filter geglättet, um die hohen
Frequenzbereiche zusätzlich zu betonen. In einem weiteren Schritt werden anschließend diese
gemittelten Werte von den Ausgangswerten subtrahiert. Die weiteren Berechnungen der
hochfrequenten Zusammenhänge zwischen den Standorten wurden an diesen Residuen
durchgeführt.
Neben dem standardmäßig angewendeten Maß des Korrelationskoeffizienten (r) sind
zusätzlich die reinen Jahr-zu-Jahr-Amplituden durch das Maß der Gleichläufigkeit (GLK)
aufgeführt. Mit dem quantitativen Vergleich der Zeitreihen bestätigen sich die bereits bei der
qualititativen Analyse erwähnten geringen Ähnlichkeiten zwischen den einzelnen Standorten.
So sind für die standortsübergreifenden Korrelationsberechnungen keine Zusammenhänge
zwischen den langen Wacholderchronologien erkennbar. Die Korrelationskoeffizienten
bewegen sich durchgehend auf sehr niedrigem Niveau und sind in keinem Fall signifikant.
Die reinen Jahr-zu-Jahr-Variationen folgen größtenteils den Ergebnissen der
Korrelationsanalyse, zeigen jedoch an einigen Standorten statistisch signifikante
Beziehungen. So weisen z.B. die Standorte Qamdo Wacholder und Reting Wacholder mit
einer GLK von 54% einen signifikanten Zusammenhang auf.
74

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Tabelle 8: Vergleich der Zeitreiheneigenschaften Gleichläufigkeit (GLK) und Korrelationskoeffizient (r) der
δ 13 CATM-Residuen aller untersuchten Standorte. Zusätzlich angegeben sind die jeweiligen Signifikanzniveaus mit
p

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
erhalten bleiben. Zusätzliche Berechnungen der dekadischen und säkularen Schwankungen
mit den korrigierten δ 13 CKürschner-Zeitreihen zeigen hierzu ähnlich hohe Korrelationen mit
gleich bleibenden Trends. Die geringsten Korrelationen finden sich dabei für die δ 13 CFengkorrigierten
Werte der Wacholderchronologien. Hier bleiben einzig die
Korrelationskoeffizienten zwischen den am entferntesten liegenden Standorten Reting und
Haize Shan mit r=0,79 (51-jähriges Mittel) bzw. r=0,86 (101-jähriges Mittel) auf einem sehr
hohen Signifikanzniveau 21 .
Die in den vorangegangenen Kapiteln geschilderten Eigenschaften der einzelnen Wacholder-
Zeitreihen lassen, wie erwähnt bei einem ersten, visuellen Vergleich keine Gemeinsamkeiten
erkennen. Vielmehr scheint sich jeder der drei Standorte durch eigene Variationen und zum
Teil gegenläufige Langfristtrends auszuzeichnen, was möglicherweise auf nicht großräumig
wirksame Klimaeinflüsse auf die δ 13 CATM-Variationen in der Jahrringzellulose schließen lässt.
Die Vermutung, dass sich an den Standorten anstatt eines zu erwartenden, gemeinsamen
überregionalen Temperatursignals eher lokale Umwelt- bzw. Klimasignale durchpausen, liegt
daher nahe. Die δ 13 C-Variationen an den verschiedenen Standorten werden damit offenbar
primär von unterschiedlichen Klimagrößen bzw. deren standortspezifisch differierenden
Anteilen am Gesamtsignal limitiert.
Artenübergreifender Vergleich zwischen Wacholdern und Fichten am Standort Qamdo
Durch die Möglichkeit einer Beprobung zweier unterschiedlicher Baumarten am Standort
Qamdo konnte zusätzlich ein Vergleich speziesübergreifender δ 13 C-Signaturen vorgenommen
werden. Ähnlich wie bei den standortsübergreifenden Vergleichen der einzelnen
Wacholderstandorte zeigt auch der artenübergreifende Vergleich der Fichten- und
Wacholderbestände am Standort Qamdo nur in wenigen Phasen deutliche Zusammenhänge (s.
Abbildung 21). Neben den schon visuell erkennbaren Gegensätzen der Zeitreihen zeigt sich
dies auch in den statistischen Parametern. So weisen die hochfrequenten δ 13 CATM-
Isotopensignaturen beider untersuchten Baumarten für die vergangenen 320 Jahre nur eine
schwach signifikante Übereinstimmung auf (r= 0,37). Dieser Wert steigt zwar bei der
Verwendung eines Filters zur Herausarbeitung der mittleren Frequenzbereiche auf einen Wert
von r= 0,61, ein echter und vor allem hoher statistischer Zusammenhang zwischen beiden
Zeitreihen ist nach einem Test des Signifikanzniveaus dadurch weiterhin nicht gegeben. Die
21 Für die Signifikanzniveaus bei geglätteten Wertekurven (langjährigen Mitteln) ist nach SCHÖNWIESE
(2000) zu berücksichtigenden, dass aufgrund der hohen Autokorrelation der gefilterten Datensätze die
Anzahl der Freiheitsgrade sehr stark reduziert wird. Dies führt bei den Korrelationswerten daher zu einer
Überbetonung der tatsächlichen Zusammenhänge zwischen den Zeitreihen. Daher dürfen streng genommen
nur die Trends der Zeitreihen interpretiert werden.
76

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Annahme einer fehlenden Übereinstimmung wird zusätzlich durch die niedrigen Werte der
Gleichläufigkeit (mit GLK=51) zwischen den Arten bestätigt (Tabelle 8).
δ 13
C Qamdo Wacholder (ATM-korr.) [‰]
VPDB
-18
-19
-20
-21
-22
1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000
Wacholder (Juniperus tibetica)
Fichte (Picea balfouriana)
1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000
Jahre
Abbildung 21: Vergleich der δ 13 CATM-korrigierten Variationen eines Wacholder- (Juniperus tibetica) und
Fichtenbestandes (Picea balfouriana) am Standort Qamdo zwischen 1680 AD und 2005 AD. Geglättete Linien:
21jähriger FFT-Filter.
So ergibt sich zusammenfassend auch beim direkten Vergleich zwischen den δ 13 CATM-
Zeitreihen der Wacholder- und Fichtenbestände innerhalb des Standortes Qamdo das Bild
eines indifferenten, nicht artenübergreifenden Umweltsignals. Möglicherweise pausen sich
hier die Unterschiede in den Expositionen der beiden Baumbestände und damit die
strahlungsklimatisch unterschiedlichen Ausgangssituationen deutlich durch. Die
Implementierung bzw. Aufzeichnung des δ 13 C in den Jahrring scheint somit an allen
subalpinen Waldgrenzstandorten und für beide untersuchten Baumarten von einem eigenen,
kleinräumig wirksamen Klima- bzw. Umweltsignal beeinflusst zu werden. Der Signaltransfer
von großräumig wirksamen klimatischen Einflüssen in die δ 13 CATM-Isotopensignaturen der
Jahrringzellulose wird dagegen offenbar durch verschiedene, nicht eindeutig spezifizierbare
Faktoren deutlich zurückgedrängt.
Der standortsübergreifende Vergleich der untersuchten mehrhundertjährigen Wacholder- und
Fichtenchronologien verdeutlicht die bereits in den vorherigen Kapiteln geschilderte δ 13 C-
Problematik im 20. Jahrhundert. So sind die Verläufe der 13 C-Werte im 20. Jahrhundert in
allen vier untersuchten Untersuchungsflächen/Zeitreihen als ausgesprochen problembehaftet
-18
-20
-22
-24
δ 13
C Qamdo Fichte (ATM-korr.) [‰]
VPDB
77

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
anzusehen. Die geschilderte Sensitivität des Systems Baum auf steigende CO2-Werte bleibt
damit in gewisser Weise ein limitierender Faktor bei der Interpretation von δ 13 C aus
Jahrringen. Hier stellt sich nach wie vor die Frage nach dem tatsächlichen Klimasignal in den
korrigierten Zeitreihen und vor allem die Frage nach dem „richtigen“ Korrekturansatz.
Bei der Betrachtung aller analysierten Standorts-Chronologien scheint sich hier an jedem
Untersuchungsgebiet und bei jeder untersuchten Baumart ein eigenes, standortsspezifisches
Signal in den Kohlenstoffisotopen durchzupausen. Inwiefern sich hier zusätzlich zu den
bereits geschilderten fehlenden Zusammenhängen zwischen allen δ 13 C-Zeitreihen ein
pflanzenphysiologischer Effekt durchpaust, kann zu diesem Zeitpunkt und im Rahmen dieser
Arbeit nicht abgeschätzt werden. Es wäre durchaus auch möglich, dass sich hier genetische
Unterschiede zwischen den Baumarten in abweichenden Photosyntheseraten oder
Diskriminierungsraten äußern, die damit das eigentliche gemeinsame ökologische bzw.
klimatische Signal am Standort überprägen. Eine weitere Erklärungsmöglichkeit wäre, dass
sich je nach Standort die für die δ 13 C-Variationen im Jahrring entscheidenden klimatischen
Einflussgrößen (wie z.B. Temperatur, Niederschlag, Strahlungssummen) ändern. Da die
analysierten Untersuchungsflächen einen räumlich ausgedehnten West-Ost-Gradienten im
südostlichen Teil des Tibetischen Plateaus darstellen, könnten sich hier graduelle
Veränderungen der meteorologischen Einflußgrößen durchpausen.
78

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
5.3 Standortsinterne Merkmale der δ 18 O-Zeitreihen
Zusätzlich zu den δ 13 C-Analysen wurden für alle drei Standorte und beide beprobten
Baumarten Untersuchungen an Sauerstoffisotopen durchgeführt. Sämtliche Messungen
wurden dabei aufgrund der in Kapitel 4.3 angesprochenen möglichen Probleme hinsichtlich
der Reproduzierbarkeit von 18 O-Werten bei der Massenspektrometrie doppelt gemessen. Der
in die Analyse einfließende δ 18 O-Wert setzt sich damit aus dem Mittel beider Messungen
zusammen und sollte daher über dem Rauschen der Standards liegen. Bei mehrfach über der
Standardabweichung der Messung liegenden Ausreißerwerten wurden vorsichtshalber weitere
Nachmessungen durchgeführt, um etwaige Fehler zu minimieren bzw. zu eliminieren. Analog
zur Vorgehensweise bei den δ 13 C-Zeitreihen sollen zunächst die standortsinternen Merkmale
jedes Standortes einzeln beschrieben werden, ehe in einem zweiten Kapitel der
standortsübergreifende Vergleich erfolgt.
Generell zeigt sich an allen Standorten, dass sich die δ 18 O-Werte im Vergleich zu den δ 13 C-
Chronologien sowohl in Bezug auf die Standardabweichung als auch im Vergleich zu den
Variationskoeffizienten durch deutlich höher liegende Werteniveaus auszeichnen. Dies liegt
vor allem an der im Vergleich zu den δ 13 C-Analysen erkennbar höheren Variabilität der δ 18 O-
Einzelwerte, die bei allen Sauerstoffisotopen-Messungen im Rahmen dieser Arbeit festgestellt
wurde.
5.3.1 Standort Haize Shan
Übereinstimmend zur Vorgehensweise bei den Kohlenstoffisotopen wurden auch die
Sauerstoffisotope jeweils an der Jahrringzellulose gemessen. Für den Standort Haize Shan
konnte dabei ein Zeitraum von 810 Jahren abgedeckt werden. Die statistischen Parameter
zeigen für die δ 18 O-Rohwertserie mit einer Standardabweichung von 1,46‰ und einem
Variationskoeffizienten von 7,37% bereits einen ersten Hinweis auf die gute statistische
Verwendbarkeit der Zeitreihe. Der Mittelwert der Gesamtchronologie liegt hier bei einem
Wert von 19,8 ‰. Einen Überblick über den Gesamtverlauf der δ 18 O-Variationen am Standort
Haize Shan gibt Abbildung 22. In grau sind die Originaldaten in annueller Auflösung
dargestellt, die rote Linie repräsentiert den 31-jährigen, die schwarze Linie den 101-jährigen
Filter. Besonders in den Anfangsjahren zeichnet sich die Zeitreihe des Standortes Haize Shan
durch eine sehr hohe interannuelle Variabilität aus, die ab ca. 1400 AD zurückgeht. Diese
erhöhte Wertevarianz ist durch die geringe Belegungsdichte zu Beginn der Zeitreihe bedingt
und ist bei sämtlichen untersuchten δ 18 O-Kurven standortübergreifend zu beobachten.
79

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Während die Isotopenchronologie zwischen 1200 AD und 1600 AD mit einem
wellenförmigen Verlauf meist unterhalb des Mittelwertes der Gesamtreihe liegt, steigt sie ab
ca. 1700 AD von einem Niveau bei 19,5‰ deutlich bis auf ein erstes Maximum um 1780 AD
mit Werten um 22‰ an. Der absolute Anstieg beträgt hierbei ca. 2,5‰.
80
Anzahl Bäume δ 18 O VSMOW Haize Shan Wacholder [‰]
26
24
22
20
18
16
14
10
8
6
4
2
0
1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
1σ
1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
Jahre
Abbildung 22: 820-jährige δ 18 O-Isotopenzeitreihe der Wacholder am Standort Haize Shan. Rote Linie: 31jähriger
FFT-Filter, schwarze Linie 101-jähriger FFT-Filter. Graue Linie: arithmetisches Mittel der Zeitreihe.
Unten aufgetragen ist die Belegungsdichte für den jeweiligen Zeitabschnitt.
Bestätigt wird dieser positive Trend auch durch die 31-jährigen und 101-jährigen Filter, die
den beschriebenen auch für den mittel- und langfristigen Verlauf nachzeichnen. Danach
kommt es bis Mitte des 19. Jahrhunderts zu einem starken Abfall der Werte auf ein Niveau
von ca. 20 ‰. Dieses deutlich ausgeprägte Minimum könnte ein Hinweis auf eine länger
anhaltende Phase mit kühl-feuchten Standortsbedingungen während der Vegetationsperiode
sein. Bis ca. 1980 AD ist schließlich ein deutliches Ansteigen der δ 18 O-Werte auf ein
absolutes Zeitreihenmaximum bei 23‰ zu beobachten. Erst für die letzten 10 Jahre stellt sich
für die hoch- und mittelfrequenten Signalbereiche ein negativer Trend in den δ 18 O-Werte am
Standort Haize Shan ein, der wiederum einen ersten Hinweis auf feuchtere und kühlere
Bedingungen liefern könnte. Es muss an dieser Stelle angemerkt werden, dass quantifizierbare
Aussagen und Rückschlüsse hierauf erst nach einem direkten Vergleich mit gemessenen
Klimaparametern getroffen werden können.
26
24
22
20
18
16
14
10
8
6
4
2
0

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
5.3.2 Standort Qamdo
5.3.2.1 δ 18 O-Wacholder-Chronologie
Analog zu den δ 13 C-Isotopen konnte am Standort Qamdo für die Wacholder eine hoch
aufgelöste, ca. 1500-jährige δ 18 O-Isotopenchronologie aufgebaut werden. Für die Wacholder
am Standort Qamdo weisen die statistischen Streuungsmaße eine Standardabweichung von
1,23‰ und einen Variationskoeffizienten von 5,26% auf. Die Zeitreihe zeigt damit eine
niedrige Streuung und hohe Homogenität und schwankt um einen Mittelwert von 23,43‰.
Abbildung 23 zeigt die δ 18 O-Rohwertserie für diesen Standort. Bereits beim ersten Blick
werden einige prägnante Abschnitte der Zeitreihe deutlich. Von einem zunächst niedrigen
Niveau Anfang des 6. Jahrhunderts folgen die Werte im langfristigen Mittel (101-jähriger
Filter) einer positiven Wellenbewegung bis 750 AD. Danach sinken die Werte um ca. 1‰ ab
und bleiben, unterbrochen von drei kurzen Phasen mit positiveren δ 18 O-Werten, bis Anfang
des 14. Jahrhunderts auf einem mehr oder weniger einheitlichen Niveau. Ab 1330 AD erfolgt
schließlich eine ca. 400 Jahre anhaltende, positive Wellenbewegung mit einem Anstieg der
Zeitreihe auf ein Maximum bei ca. 1550 AD.
Anzahl Bäume δ 18 O VSMOW Qamdo Wacholder [‰]
28
26
24
22
20
10
8
6
4
2
0
500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
1σ
500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
Jahre
Abbildung 23: 1500-jährige δ 18 O-Isotopenzeitreihe der Wacholder am Standort Qamdo. Rote Linie: 31-jähriger
FFT-Filter, schwarze Linie 101-jähriger FFT-Filter. Graue Linie: arithmetisches Mittel der Zeitreihe. Unten
aufgetragen ist die Belegungsdichte für den jeweiligen Zeitabschnitt.
28
26
24
22
20
10
8
6
4
2
0
81

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Ein darauf folgender negativer Trend der δ 18 O-Werte bis 1780 AD wird schließlich durch den
positiven Verlauf der letzten 100 Jahre wieder aufgefangen. Bemerkenswert ist insgesamt der
ausgeprägte Wellenverlauf der δ 18 O-Zeitreihe für den hundertjährigen Filter (schwarze Linie).
So lassen sich hieraus zwei prägnante Maximalphasen zwischen 600 und 800 AD sowie
zwischen 1400 und 1650 AD herauslesen. Zusätzlich deutet der starke Anstieg im 20.
Jahrhundert auf eine erneute Hochphase der δ 18 O-Werte hin. Ob und wie sich in diesem
Anstieg tatsächlich eine Änderung der Blattwasseranreicherung durch verstärkte
Transpirationseffekte und damit eine verstärkte Einlagerung schwerer Sauerstoffisotope im
Jahrring durchpaust, kann an dieser Stelle noch nicht beantwortet werden. Möglicherweise
liegt dem rezenten Trend jedoch eine Änderung des Klima- bzw. standortsökologischen
Signals zugrunde, die letztlich nur durch den in einem späteren Kapitel erfolgenden, direkten
Vergleich mit den Klimadaten endgültig verifiziert werden kann.
5.3.2.2 δ 18 O-Fichten-Chronologie
Durch die Analyse des vorhandenen Fichtenbestandes am Standort Qamdo wird auch für die
δ 18 O-Isotope der direkte, standortsinterne Vergleich zweier Baumarten ermöglicht. So konnte
auch für die Sauerstoffisotope eine jährlich aufgelöste Zeitreihe der letzten 320 Jahre erstellt
werden. Für die Standardabweichung wurde hier ein Wert von 1,37‰ und für den
Variationskoeffizienten ein Wert von 5,98% ermittelt. Der Mittelwert der δ 18 O-
Fichtenchronologie liegt bei 22,98‰. Diese statistischen Parameter sind hinsichtlich ihres
Niveaus direkt mit den Werten der Wacholderchronologie vergleichbar und deuten damit
bereits an dieser Stelle die gute Vergleichbarkeit der beiden Zeitreihen untereinander an.
Einen Überblick über den Verlauf der δ 18 O-Werte der untersuchten Fichten gibt Abbildung
24. Aufgrund der im Vergleich zu den Wacholdern verkürzten Zeitspanne von 320 Jahren,
wurden für diese Zeitreihe abweichende Filter zur Visualisierung der mittel- und langfristigen
Kurvenverläufe angewendet. Die rote Linie stellt für Abbildung 24 einen 11-jährigen Filter
dar, die schwarze Linie einen 51-jährigen Filter. Durch das mit 320 Jahren kurze Zeitfenster
sind die mittel- bis langfristigen Trends in der δ 18 O-Fichtenchronologie nicht mehr so deutlich
ausgeprägt, wie es in der δ 18 O-Wacholderchronologie am gleichen Standort im Vergleich
feststellbar ist. Jedoch lassen sich auch hier prägnante Zeitabschnitte und Trends
herausarbeiten. So sinken die δ 18 O-Werte nach Beginn der Zeitreihe im Jahr 1685 AD im
langfristigen Mittel bis ca. 1830 AD ab. Diesem negativen Trend sind im hoch- und
mittelfrequenten Kurvenverlauf jedoch immer wieder Phasen mit positiveren und negativeren
Abweichungen vom langjährigen Mittel aufgesetzt.
82

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Die δ 18 O-Werte der Fichtenchronologie zeichnen sich insgesamt durch eine (im Vergleich zu
den zugehörigen δ 13 C-Zeitreihen) höhere Variabilität im Gesamtverlauf aus. Ab 1830 AD ist
für die niederfrequenten Bereiche (dargstellt durch den 51-jährigen Filter) ein Anstieg der
δ 18 O-Werte bis 1980 AD feststellbar. Unterbrochen wird dieser Langfristtrend durch
markante Einschnitte um 1910 und 1960, die jeweils markante Minimalphasen innerhalb der
Gesamtchronologie am Standort darstellen. Für die letzten 20 Jahre schließlich zeigen die
δ 18 O-Werte sowohl im hochfrequenten Bereich als auch für die 11-jährigen Filter einen
erneuten, signifikanten Rückgang um einen Betrag von 2‰.
δ 18 O VSMOW Qamdo Fichte [‰]
Anzahl Bäume
28
26
24
22
20
1650 1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000
1σ
12
10
8
6
4
2
0
1650 1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000
Jahre
Abbildung 24: 320-jährige δ 18 O-Fichtenchronologie am Standort Qamdo. Rote Linie: 11-jähriger FFT-Filter,
schwarze Linie 51-jähriger FFT-Filter. Graue Linie: arithmetisches Mittel der Zeitreihe. Unten aufgetragen ist
die Belegungsdichte für den jeweiligen Zeitabschnitt.
5.3.3 Standort Reting
Eine Übersicht über die 820-jährige δ 18 O-Isotopenchronologie am Standort Reting zeigt
Abbildung 25. Charakteristisch ist hierbei der sowohl in den Jahr-zu-Jahr-Amplituden als
auch im Langfristtrend feststellbare, charakteristische sinusförmige Verlauf der Gesamtkurve.
Betrachtet man in einem ersten Schritt die statistischen Streuungsmaße Standardabweichung
28
26
24
22
20
12
10
8
6
4
2
0
83

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
und Variationskoeffizient, so ergeben sich für diesen Standort Werte von 1,58‰ bzw. 6,61%.
Der Mittelwert der δ 18 O-Zeitreihe liegt hier bei 23,88‰. Wie bereits anhand der vorherigen
untersuchten Zeitreihen aufgezeigt, bestätigt sich auch hier die kennzeichnende geringe
Streuung der Werte innerhalb der Isotopenzeitreihen.
84
Anzahl Bäume δ 18 O VSMOW Reting Wacholder [‰]
28
26
24
22
20
18
1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
1σ
12
10
8
6
4
2
0
1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
Jahre
Abbildung 25: 840-jährige δ 18 O-Isotopenchronologie am Standort Reting. Rote Linie: 31-jähriger FFT-Filter,
schwarze Linie 101-jähriger FFT-Filter. Graue Linie: arithmetisches Mittel der Zeitreihe. Unten aufgetragen ist
die Belegungsdichte für den jeweiligen Zeitabschnitt.
Wie eingangs erwähnt, zeigen die δ 18 O-Werte für den Standort Reting einen äußerst
charakteristischen, sinusförmigen Verlauf. Nach einem signifikanten Anstieg ab 1165 AD um
3.5‰ pendeln sich die Werte von ca. 1250 AD bis 1400 AD auf einem annähernd
einheitlichen Niveau bei 25‰ (für den 101-jährigen Filter) ein. Danach folgt eine seit dem
Anfang des 15. bis Anfang des 19. Jahrhunderts anhaltende negative Wellenbewegung der
δ 18 O-Zeitreihe, die bei ca. 1760 AD das absolute Minimum des gesamten Analysefensters
erreicht. Ab 1800 AD ist für die δ 18 O-Chronologie der Wacholder am Standort Reting
schließlich ein bis in die Neuzeit anhaltender positiver Trend zu beobachten, der erst in den
letzten fünf Jahren durch eine leichte Abnahme im hochfrequenten Wertebereich gebremst
wird. Dieser Abschwächung des δ 18 O-Werteanstiegs folgen auch die mittel und
niederfrequenten Kurvenverläufe. Für den 101-jährigen Filter ist bereits ab ca. 1940 AD eine
28
26
24
22
20
18
12
10
8
6
4
2
0

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Trendumkehr erkennbar. So folgen die niederfrequenten Signale den hochfrequenten
Amplituden der letzten 20 Jahre nur sehr schwach.
Zusammenfassend scheinen sich hier im Gegensatz zu den beiden anderen untersuchten
Wacholder-Standorten die hoch- und mittelfrequenten Verläufe nicht sonderlich vom
niederfrequenten Trend der δ 18 O-Zeitreihe abzuheben. Zwar ist auch hier nach wie vor das
mittelfrequente Signal erkennbar (dargestellt mit der roten Linie in Abbildung 25), dessen
Variabilität tritt allerdings im direkten Vergleich aller Standorte nicht ganz so deutlich hervor.
Möglicherweise zeigt sich an dieser Untersuchungsfläche eine Anpassung der Wacholder an
die schwierigen Wachstumsbedingungen an der westlichen kontinental-trockenen
Verbreitungsgrenze dieser Baumart. Gründe für die im Vergleich zu den anderen Standorten
deutlich geringere niederfrequente Gesamtvariabilität der δ 18 O-Werte könnten dabei die
Bildung von Speicherstoffen oder weitere pflanzenphysiologische Anpassungen an die Klimaund
Umweltbedingungen an diesem warm-trockenen Standort sein.
85

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
5.4 Standortsvergleich der δ 18 O-Zeitreihen
Auch die δ 18 O-Zeitreihen aller untersuchten Standorte sollen analog zur Vorgehensweise bei
den Kohlenstoffisotopen im Hinblick auf standortsübergreifende Merkmale und gemeinsame
Regelhaftigkeiten untersucht werden. Analog zur Vorgehensweise bei den
Kohlenstoffisotopen werden zuerst die mehrhundertjährigen Zeitreihen miteinander
verglichen, ehe ein direkter Vergleich der zwei untersuchten Baumarten am Standort Qamdo
erfolgt. Eine Gegenüberstellung aller analysierten mehrhundertjährigen δ 18 O-
Wacholderchronologien zeigt Abbildung 26. Vergleicht man die drei dargestellten
Mittelwerte der einzelnen δ 18 O-Zeitreihen, so ist vom östlichsten (Haize Shan) zum westlichst
gelegenen Standort (Reting) eine deutliche Abstufung des Werteniveaus zu erkennen.
Demnach beträgt die absolute Differenz zwischen diesen beiden Isotopenchronologien
annähernd 4‰. Die Mittelkurve des Standortes Qamdo nimmt hierbei in etwa eine
Zwischenstellung ein, orientiert sich mit ihrem Wert von 23,1‰ aber eher am weiter westlich
gelegenen Standort Reting. Die großen Unterschiede innerhalb der δ 18 O-Werteniveaus der
Einzelchronologien folgen damit ebenfalls deutlich der eingangs beschriebenen Anordnung
der Standorte entlang eines Transekts abnehmender Monsunintensität bzw. möglicherweise
einem δ 18 O-Mengeneffekt. Am Standort Reting paust sich hierbei offensichtlich der während
der Vegetationsperiode stärkere Trockenstress und die damit verbundene deutlich stärkere
Blattwasseranreicherung durch. Da die Transpiration hier durch die in Kapitel 2.5
geschilderten trocken-warmen Standortsbedingungen im Vergleich zu den anderen
Untersuchungsflächen am höchsten ist, führt dies zu einer verstärkten Anreicherung schwerer
Sauerstoffisotopen auf Blattebene und damit letztendlich auch modifiziert in der
Jahrringzellulose. Die standortsklimatischen bzw. standortsökologischen Abstufungen von
kühl-feuchten zu trocken-warmen Standorten werden damit in den δ 18 O-Variationen der
Jahrringe offenbar aufgezeichnet und im jährlichen δ 18 O-Isotopensignal wiedergegeben.
Vergleicht man die in Abbildung 26 dargestellten Wacholderzeitreihen, fallen mehrere
standortübergreifende Charakteristika auf. So ist die interannuelle Varianz im hochfrequenten
Bereich am trockenen Standort Reting am deutlichsten ausgeprägt, während sie am kühlfeuchten
Standort Haize Shan klar zurücktritt. Ebenso zeigen sowohl die hochfrequenten als
auch die dekadischen Schwankungen (dargestellt durch das 31-jährige Mittel) für die letzten
Jahre an den Standorten Haize Shan und Qamdo einen abnehmenden Trend. Für den Standort
Reting ist dieser Trend nur für die letzten fünf Jahre beobachtbar, sowohl die mittel- als auch
die langfristigen Trends zeigen jedoch einen Anstieg der δ 18 O-Werte. Ob und wie sich in den
beiden beschriebenen Auffälligkeiten eine höhere Sensitivität oder Anpassung bzw. Reaktion
der Bäume am Standort Reting gegenüber Trockenstress durchpaust, bleibt zu diesem
Zeitpunkt noch offen.
86

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
δ 18 O SMOW [‰]
δ 18 O SMOW [‰] δ 18 O SMOW [‰]
28
26
24
22
20
28
26
24
22
20
26
24
22
20
18
16
600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000
Reting Wacholder
Qamdo Wacholder
Haize Shan Wacholder
600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000
Jahre
Abbildung 26: Standortsübergreifender Vergleich der δ 18 O-Chronologien der drei untersuchten
Wacholderstandorte. Rote Linie: 51-jähriger FFT-Filter, schwarze Linie 101-jähriger FFT-Filter. Die horizontale
graue Linie stellt den jeweiligen Mittelwert der Zeitreihe dar.
Bei der Betrachtung des Langfristtrends innerhalb der Wacholder-Zeitreihen (dargestellt
durch den 101-jährigen Filter) bestätigen sich größtenteils die fehlenden Gemeinsamkeiten
zwischen den säkularen δ 18 O-Chronologien. So sind nur in wenigen Bereichen aller
Zeitreihen gemeinsame Muster in den Isotopenverläufen zu erkennen. Allen
Isotopenchronologien gemeinsam ist jedoch ein positiv verlaufender Langfristtrend seit
Anfang des 19. Jahrhunderts, der insbesondere für den Standort Reting sehr markant ausfällt.
Die statistischen Zusammenhänge zwischen den δ 18 O-Wacholderchronologien zeigt Tabelle
9. Hier werden die angesprochenen Gemeinsamkeiten der Zeitreihen zueinander verifiziert.
Sowohl bei den Korrelationskoeffizienten als auch bei den reinen Jahr-zu-Jahr-Variationen
sind deutliche Unterschiede und Gemeinsamkeiten zu erkennen. So weisen die räumlich am
weitesten auseinander liegenden Standorte Reting und Haize Shan keinerlei statistische
Zusammenhänge auf. Dies wird durch die fehlende Signifikanz der dargestellten statistischen
Parameter (r= 0,02; GLK=52%) bestätigt. Nur unwesentlich höher sind die Fernkorrelationen
zwischen den anderen Wacholderstandorten. Diese erreichen in keinem Fall statistisch
signifikante Werteniveaus (r= 0,11 zwischen Haize Shan und Qamdo bzw. r= 0,14 zwischen
28
26
24
22
20
28
26
24
22
20
26
24
22
20
18
16
87

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Reting und Qamdo). Allein das Maß der Gleichläufigkeit zeigt für die verschiedenen
Untersuchungsgebiete signifikante Werte. Zwischen Haize Shan und Qamdo werden hier
Werte von 57% erreicht, während der Vergleich zwischen Reting und Qamdo eine GLK von
55% aufweist. Beide Werteniveaus sind aufgrund der Anzahl an Jahrringen und damit der
großen Grundgesamtheit zwar als statistisch hochsignifikant einzustufen, aber im Vergleich
zu den Resultaten der Jahrringbreitenchronologien fallen die Werte niedrig aus.
Tabelle 9: Vergleich der Zeitreiheneigenschaften Gleichläufigkeit (GLK) und Korrelationskoeffizient (r)der
δ 18 O-Rohwerte aller untersuchten Standorte. Zusätzlich angegeben sind die jeweiligen Signifikanzniveaus mit
p

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
den Sauerstoffisotopen der Jahrringzellulose gespeichert. Dies könnte dadurch erklärt werden,
dass die Sauerstoffisotope in Bäumen wie bereits in Kap. 3.4 erwähnt, nicht primär durch
pflanzenphysiologische Charakteristika, sondern eher durch physikalische Aspekte wie z.B.
der regional z.T. unterschiedlichen Isotopensignatur des Niederschlags, bestimmt werden.
Diese Vermutung soll in einem späteren Kapitel durch den statistischen Vergleich zwischen
Klimadatensätzen und δ 18 O-Werten erneut diskutiert werden.
δ 18 O VSMOW Qamdo Wacholder [‰]
32
30
28
26
24
22
20
18
1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000
Wacholder (Juniperus tibetica)
Fichte (Picea balfouriana)
1700 1750 1800 1850 1900 1950
12
2000
Jahre
Abbildung 27: Vergleich der δ 18 O-Variationen eines Wacholder- (Juniperus tibetica) und Fichtenbestandes
(Picea balfouriana) zwischen 1680 AD und 2005 AD am Standort Qamdo. Geglättete Linien: 21jähriger FFT-
Filter.
Auffallend ist außerdem, wie gut die δ 18 O-Variationen des Fichtenbestandes auch im
statistischen Vergleich zu den entfernt liegenden Wacholderstandorten der
Untersuchungsflächen Haize Shan sowie des der westlichen Verbreitungsgrenze der
Wacholder liegenden Standortes Reting passen. So zeigt der artübergreifende Vergleich der
Korrelationskoeffizienten als auch der Gleichläufigkeiten zwischen den Standorten Reting
(r=0,46, GLK=65%) als auch Haize Shan (r=0,39; GLK=61%) jeweils deutlich höhere und
hochsignifikante Zusammenhänge, als dies beim artinternen Vergleich der Wacholder
untereinander herauskommt. Die δ 18 O-Variationen der Qamdo-Fichten scheinen damit neben
dem erwähnten artenübergreifenden ein zusätzlich standortsübergreifendes Klima- bzw.
Umweltsignalsignal zu beinhalten, das innerhalb der einzelnen Wacholderzeitreihen durch
andere Faktoren überprägt wird.
28
26
24
22
20
18
16
14
δ 18 O VSMOW Qamdo Fichte [‰]
89

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
5.5 Vergleich von δ 13 C-, δ 18 O- und JRB-Zeitreihen
In den vorangegangenen Kapiteln wurden die Ergebnisse der erhobenen Jahrringparameter
δ 13 C und δ 18 O standortsintern sowie standortsübergreifend hinsichtlich ihrer qualitativen
Beziehungen besprochen. Im folgenden Kapitel sollen nun sämtliche vorhandenen
Jahrringparameter der einzelnen Standorte miteinander verglichen werden. Im Mittelpunkt
steht hierbei der direkte Vergleich der Parameter δ 13 C und δ 18 O. Zusätzlich zu den eigenen
erhobenen Isotopenwerten wurden die Standorts-Jahrringbreitenchronologien mit einbezogen,
um alle Jahrringparameter vergleichend betrachten zu können. Ziel hierbei ist die
Herausarbeitung gemeinsamer Muster und Unterschiede zwischen den Standorten. Da die
einzelnen Parameter ursprünglich in verschiedenen Maßeinheiten vorliegen (1/100mm und
Promille, sowie als Besonderheit bei den Isotopen in positiven als auch negativen
Wertebereichen), wurden die Zeitreihen zur einheitlichen Darstellung und Vergleichbarkeit zu
dimensionslosen Index-Zeitreihen z-transformiert. Eine direkte Vergleichbarkeit ist hierdurch
gewährleistet.
Als statistisches Ähnlichkeitsmaß für den Vergleich zwischen den Jahrringparametern dienen
vorrangig Korrelationskoeffizienten (r), die über den gesamten Zeitraum der Chronologien
berechnet wurde 22 . Werte der Gleichläufigkeiten (GLK) zwischen den Reihen sind nicht
angegeben, da diese in keinem Fall signifikante Werte erreichen. Um zeitlich variierende
Zusammenhänge zwischen den Zeitreihen besser darstellen zu können, wurden für alle
Parametervergleiche zusätzlich Gleitkorrelationen mit einem 100-jährigen Zeitfenster
gerechnet. Die Zeiträume der Gleitkorrelationsanalysen umfassen somit ein Fenster, das
säkulare Änderungen und Zusammenhänge zwischen den Zeitreihen erfassen kann. Für die
Interpretation und zeitliche Zuordnung der Gleitkorrelationswerte ist dabei folgendes zu
beachten: So beschreibt der Wert von 1950 den Zusammenhang der Zeitreihen zwischen 1900
und 2000 AD, während der Wert von 1951 den Zusammenhang zwischen 1901 und 2001 AD
darstellt usw.
Die Darstellung der Parametervergleiche erfolgt für alle Standorte einheitlich. Im oberen Teil
der Grafiken sind hierfür jeweils zwei Jahrringparameter vergleichend abgebildet. Die
Illustration des hochfrequenten Bereiches erfolgt aus Übersichtlichkeitsgründen nicht mehr
durch die reinen Jahr-zu-Jahr-Variationen, sondern durch einen 20-jährigen Filter. Zusätzlich
sind die säkularen Frequenzbereiche der z-transformierten Zeitreihen durch ein 100-jähriges
(Wacholder) bzw. 50-jähriges Mittel (Fichten) hervorgehoben, um das jeweilige
niederfrequente Signal zu verdeutlichen. Im unteren Teil der Grafiken sind schließlich die
22 Da nach SCHÖNWIESE (2000)die Absolutwerte von r aufgrund der hohen Autokorrelation die
Zusammenhänge überbetonen würden, werden für die gefilterten Kurven auch hier keine Korrelationswerte
angegeben. Es können daher nur die Trends gefilterter Datensätze interpretiert werden.
90

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Gleitkorrelationen im 100-jährigen Zeitfenster in positivem und negativem Wertebereich
angegeben. Die gestrichelten horizontalen Linien markieren dabei die 99,9%-
Signifikanzniveaus.
5.5.1 Parametervergleich am Standort Reting
Sämtliche zur Verfügung stehenden Jahrringparameter werden in Abbildung 28 für den am
weitesten westlich gelegenen, trocken-warmen Standort Reting gegenübergestellt. Betrachtet
man die Beziehungen zwischen allen drei Parametern, so zeigen sich signifikante
Unterschiede. Bei den Berechnungen zwischen δ 13 C und den JRB sind gleichgerichtete
hochfrequente Zusammenhänge, ausgedrückt durch den Korrelationskoeffizienten (berechnet
für die Gesamtreihe) mit einem Wert von r=-0,2 signifikant negativ miteinander korreliert. In
Abbildung 28a sind die Variationen der JRB und des δ 13 C am Standort Reting
gegenübergestellt. Zwischen 1200-1400 AD zeigen die Gleitkorrelationen nur schwach
ausgeprägte Zusammenhänge, die überwiegend im positiven Wertebereich verlaufen. Sehr
auffallend ist die von 1400-1500 AD auftretende markante Umkehr der Gleitkorrelationen in
den negativen Wertebereich. Mit Ausnahme der Periode 1750-1850 AD sind die Parameter
bis in die Neuzeit dann auf dem 99,9%-Signifikanzniveau negativ miteinander korreliert.
Diese hohen negativen Werte resultieren dabei vorwiegend aus den visuell erkennbaren
Gegenläufigkeiten im hochfrequenten Bereich (z.B. Ende 18. bis Anfang 19.Jh.). Diese
Ergebnisse zeigen weitreichende Übereinstimmungen mit den Untersuchungen anderer
Autoren. So stellen auch LEAVITT & LONG (1988), MAZANY et al. (1980), SAURER et al.
(1995, 1997a) und TREYDTE (2003) an Trockenstandorten verschiedener Regionen hoch
signifikant negative Korrelationen zwischen der JRB und dem δ 13 C fest.
Der Vergleich von δ 18 O und der JRB in Abbildung 28b liefert hingegen ein sehr
uneinheitliches Bild mit geringeren Ähnlichkeiten. Die Werte der Gleitkorrelationen.
bewegen sich innerhalb des Zeitfensters sowohl im negativen als auch positiven
Wertebereich. Die Korrelationskoeffizienten sind im direkten Vergleich zu Abbildung 28a
insgesamt niedriger und überschreiten nur in sehr kurzen Zeitabschnitten innerhalb des letzten
Jahrhunderts im negativen Bereich das 99,9%-Signifikanzniveau. Dies bestätigt sich auch bei
der Betrachtung der dekadischen und säkularen Kurvenverläufe zwischen δ 18 O und der JRB,
wo kontinuierliche Zusammenhänge nicht auftreten. Die Abhängigkeit beider Parameter
voneinander ist daher insgesamt als gering einzustufen. Dies spiegelt sich auch im
Korrelationskoeffizienten zwischen den Zeitreihen wider, der mit einem Wert von r= -0,12
auf einen hochfrequent schwach negativen Zusammenhang hinweist.
91

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
δ 13 C ATM z-transf.
92
δ 18 O z-transf.
δ 13 C ATM z-transf.
0,5
0,0
-0,5
0,5
0,0
-0,5
1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
2
0
-2
2
0
-2
a
b
c
1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
Jahre
Abbildung 28: Parametervergleich der δ 13 CATM-, δ 18 O- und JRB-Zeitreihen am Standort Reting. Grün: JRB-
Chronologie, blau: δ 13 CATM-Chronologie, rot: δ 18 O-Chronologie. Geglättete Kurven: 101-jähriges Mittel (FFT).
Schwarz: Gleitkorrelationen im 101-jährigen Zeitfenster, gepunktete horzontale Linien entsprechen dem 99,9%-
Signifikanzniveau.
Schließlich erfolgt in Abbildung 28c die Gegenüberstellung der beiden untersuchten Isotope
am Standort Reting. Bei den Gleitkorrelationen zeigen sich auch hier positive und negative
Werte. Dabei wechseln sich auffallend lange Zeitabschnitte schwach signifikanter
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
JRB z-transf. JRB z-transf.
r
r
δ 18 O z-transf.
r

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Zusammenhänge mit kurzen Phasen hoch signifikant positiver und negativer Werten ab. Bis
auf einen Zeitraum Ende des 14. Jahrhunderts überschreiten die Korrelationskoeffizienten
dabei in keinem Fall erneut das 99,9%-Signifikanzniveau. Insgesamt zeigen sich über den
gesamten Zeitraum keine kontinuierlich negativen oder positiven Zusammenhänge. Der
Vergleich der hochfrequenten Signale zwischen den Isotopen-Zeitreihen bestätigt diese
Annahme. Hier zeigt sich analog zu den Ergebnissen zwischen δ 18 O und JRB ebenfalls nur
ein schwach negativer Zusammenhang (r= -0,16). Dies wird für die niederfrequenten
Kurvenverläufe durch gegenläufige Trends bestätigt.
Zusammenfassend liefert der Parametervergleich am Standort Reting folgende Resultate:
Kohlenstoffisotope und Jahrringbreiten zeigen durch die überwiegend hohen negativen Werte
bei den Gleitkorrelationen die engsten Zusammenhänge. Damit scheinen beide Parameter
durch dieselbe Kombination klimatisch-ökologischer Einflussgrößen am Standort gesteuert zu
werden. Die gute Vergleichbarkeit kann dabei auch durch den Sachverhalt erklärt werden,
dass sowohl JRB als auch δ 13 C eng mit pflanzenphysiologischen Aspekten wie CO2-
Fixierung, Produktion von Folgeprodukten der CO2-Assimilation und Jahrringbildung
verknüpft sind (vgl. Kap. 3.2). Die Variationen der Sauerstoffisotope am Standort Reting
dagegen scheinen keine signifikanten Ähnlichkeiten mit den beiden anderen
Jahrringparametern zu haben. Offensichtlich werden hier im Gegensatz zum δ 13 C und zu den
JRB andere klimatische Steuerungsfaktoren dominant, die sich in den fehlenden
Zusammenhängen äußern. Ein weiterer Erklärungsansatz für die überwiegend schwach
signifikanten Korrelationen zwischen δ 18 O und den beiden anderen Jahrringgrößen wäre die
bereits in Kap. 3.4.2 geschilderte Tatsache, dass der δ 18 O-Wert im Jahrring überwiegend
durch physikalische Umweltsignale (wie z.B. der δ 18 O-Isotopensignatur des Regenwassers)
gesteuert wird
5.5.2 Parametervergleich am Standort Qamdo
Der Vergleich der verschiedenen Jahrringparameter des als feucht-temperiert klassifizierten
Standorts Qamdo erfolgt wiederum getrennt nach den analysierten Baumarten. Da die
Parameter für die Wacholder und Fichten mit 1500 bzw. 350 Jahren Altersspanne in
unterschiedlichen Zeitfenstern vorliegen, wurden verschiedene Mittel gewählt, um die
Langfristtrends der Zeitreihen zu veranschaulichen. Die Wacholderreihen wurden dazu mit
einem säkularen Mittel (100 Jahre) geglättet, während die Betonung der niederfrequenten
Trends bei den Fichten durch das kürzere Zeitfenster mit einem 50-jährigen Filter visualisiert
wurde.
93

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
5.5.2.1 Baumart Wacholder
Im Rahmen dieser Arbeit konnten für die Wacholder am Standort Qamdo die längsten
zusammenhängenden Zeitreihen aller Standorte untersucht werden. Das Resultat des
Vergleichs zwischen den verschiedenen Jahrringparametern zeigt Abbildung 29. Im
Gegensatz zu den Ergebnissen am Standort Reting zeigen sich für die hochfrequenten Signale
aller drei untersuchten Parameter jedoch keine charakteristisch positive oder negative
Zusammenhänge. So erreichen die Korrelationskoeffizienten, berechnet für die Jahr-zu-Jahr-
Variationen des Gesamtzeitraums der Datensätze, in keinem Fall signifikante Werte und
schwanken dabei zwischen r= -0,07 (für die Berechnungen zwischen δ 18 O und JRB) und r=
0,04 (Berechnungen zwischen δ 13 C und δ 18 O). Unterstrichen wird dies zusätzlich durch
bereits visuell erkennbare, fehlende Zusammenhänge bei den säkularen Trends. Diese
zeichnen sich überwiegend durch markant wechselnde Phasen mit unsystematischen
Kurvenverläufen aus.
Abbildung 29a zeigt die Gleitkorrelationen zwischen δ 13 C und den JRB der Wacholder am
Standort Qamdo. Auf den ersten Blick ist der für den Standort Reting festgestellte, hoch
signifikant negative Zusammenhang zwischen den beiden Parametern nicht erkennbar.
Dagegen zeigen sich mehrere kurze Phasen (u.a. zwischen 750-800 AD, 1250-1300 AD,
1380-1420 AD sowie 1580 und 1630 AD), in denen die Korrelationen das 99,9%-
Signifikanzniveau z.T. deutlich überschreiten. Hierbei sind die visuell erkennbaren, parallel
verlaufenden hochfrequenten Schwankungen (dargestellt durch die 20-jährigen Mittel)
offenbar ausschlaggebend. Der überwiegende Zeitraum bei den Gleitkorrelationen zeichnet
sich allerdings durch ein indifferentes Bild mit wechselnden Vorzeichen aus.
Zusammenfassend könnte dies im direkten Vergleich zu Reting ein Hinweis auf geringeren
Trockenstress während der Vegetationsperiode sein.
Der Vergleich der Parameter δ 18 O und JRB ergibt ähnlich indifferente Resultate (Abbildung
29b). Die Werte der Gleitkorrelationen bewegen sich überwiegend im nicht signifikanten
Bereich, zeigen allerdings Phasen kurzer Ausschläge mit hoch signifikant positiven (um 1100
AD) als auch hoch signifikant negativen Zusammenhängen (um 1400 AD). Charakteristisch
sind auch hier die oft wechselnden Vorzeichen der Gleitkorrelationen. Im Vergleich zu
Abbildung 29a sind zwischen δ 18 O und JRB allerdings nur sehr wenige Gemeinsamkeiten der
hochfrequenten und niederfrequenten Kurvenverläufe erkennbar. Insbesondere die
niederfrequenten Trends (dargestellt durch das 100-jährige Mittel) zeichnen sich hierbei durch
über weite Strecken inverse Kurvenverläufe aus.
94

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
δ 13 C ATM z-transf.
δ 18 O z-transf.
δ 13 C ATM z-transf.
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
a
b
c
600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000
600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000
600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000
Jahre
Abbildung 29: Parametervergleich der δ 13 CATM-, δ 18 O- und JRB-Zeitreihen der Wacholder am Standort Qamdo.
Grün: JRB-Chronologie, blau: δ 13 CATM-Chronologie, rot: δ 18 O-Chronologie. Geglättete Kurven: 101-jähriges
Mittel (FFT). Schwarz: Gleitkorrelationen im 101-jährigen Zeitfenster, gepunktete horzontale Linien
entsprechen dem 99,9%-Signifikanzniveau.
Eine Gegenüberstellung der beiden untersuchten Isotopenparameter zeigt Abbildung 29c.
Auch hier wechseln sich hoch- und niederfrequente Zeiträume gleichläufigen und
gegenläufigen Verhaltens ab. Überschreiten die Werte der Gleitkorrelationen das 99%-
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
JRB z-transf.
r
JRB z-transf.
r
δ 18 O z-transf.
r
95

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Signifikanzniveau, bewegen sie sich sowohl im positiven (1150-1200 AD) als auch negativen
Bereich (seit 1870 AD). Insbesondere die hoch signifikanten negativen Gleitkorrelationen der
letzten 100 Jahre sind dabei durch den leichten Negativtrend der δ 13 CATM-Kurve bedingt. Es
bleibt festzuhalten, dass die Zusammenhänge der einzelnen Jahrringparameter aus
Wacholderbäumen am Standort Qamdo generell schwach ausgeprägt sind. Der Vergleich der
Gleitkorrelationen aller untersuchten Parameter unterstreicht dies eindrucksvoll. So ist im
Vergleich zum trocken-warmen Standort Reting bei keinem Parametervergleich der
Wacholder in Qamdo eine vergleichbar hohe und signifikante Beziehung festzustellen, wie sie
zwischen δ 13 C und JRB in Reting charakteristisch ist. Die verschiedenen Jahrringproxies
reagieren damit offenbar sehr unterschiedlich auf die verschiedenen wirksamen
Klimaparameter am Standort.
5.5.2.2 Baumart Fichte
Wie Abbildung 30 anschaulich zeigt, fällt die Variabilität der Parameterkurven trotz des
gewählten 50-jährigen Filters geringer aus, als in den multisäkularen Zeitreihen der
Wacholder. Aus Gründen der Vergleichbarkeit zu den Wacholderstandorten wurde jedoch
absichtlich kein anderes gleitendes Mittel gewählt, um zumindest multidekadische Trends in
den Zeitreihen zu betonen. Auch bei der zweiten untersuchten Baumart des Standorts Qamdo
zeigen sich bei den Jahr-zu-Jahr-Variationen der Gesamtreihen keine Gemeinsamkeiten. Die
Korrelationen zwischen den Jahrringparametern bleiben hier durchgängig niedrig und
erreichen in keinem Fall signifikante Wertebereiche. Die Gleitkorrelationen zwischen den
Parametern δ 13 C und JRB zeigen einen überwiegend schwach positiven Zusammenhang
(Abbildung 30a), bewegen sich aber durchgängig unterhalb des 99,9%-Signifikanzniveaus.
Betrachtet man parallel zu den Gleitkorrelationen die beiden Jahrringzeitreihen, so fällt auf,
dass sich auch im hochfrequenten und niederfrequenten Bereich kaum Gemeinsamkeiten
zeigen. Somit sind die δ 13 C- und JRB-Zeitreihen der Fichten weitgehend unabhängig
voneinander. Systematische Zusammenhänge treten hier nur sehr vereinzelt und schwach
ausgeprägt auf. Bessere Ergebnisse liefert der Vergleich zwischen den Variationen der
Sauerstoffisotopen und den JRB der Fichten (Abbildung 30b). Hier zeigen insbesondere die
Gleitkorrelationen bis ca. 1750 AD signifikant negative Werte, die sich allerdings bis ca. 1820
AD kontinuierlich in den positiven Bereich umkehren. Dies wird überwiegend durch die
hohen Frequenzbereiche der Jahrringparameter verursacht, die sich durch einen annähernd
parallelen Wellenverlauf während dieser Periode kennzeichnen. Nach 1850 AD geht der
18
Zusammenhang zwischen O und den JRB deutlich zurück, was sich sowohl in den hochund
niederfrequenten Kurvenverläufen als auch den Gleitkorrelationen zeigt.
96

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
δ 13 C ATM z-transf.
δ 18 O z-transf.
δ 13 C ATM z-transf.
0,5
0,0
-0,5
0,5
0,0
-0,5
1650 1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
1650 1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000
2
0
-2
2
0
-2
a
b
c
1650 1700 1750 1800 1850 1900 1950 2000
Jahre
Abbildung 30: Parametervergleich der δ 13 CATM-, δ 18 O- und JRB-Zeitreihen der Fichten am Standort Qamdo.
Grün: JRB-Chronologie, blau: δ 13 CATM-Chronologie, rot: δ 18 O-Chronologie. Geglättete Kurven: 51-jähriges
Mittel (FFT). Schwarz: Gleitkorrelationen im 51-jährigen Zeitfenster, gepunktete horzontale Linien entsprechen
dem 99,9%-Signifikanzniveau.
Abschließend erfolgt die Gegenüberstellung der δ 13 C- und δ 18 O-Variationen der Fichten am
Standort Qamdo. Hier zeigen sich bei den Gleitkorrelationen kontinuierlich positive
Zusammenhänge zwischen den beiden untersuchten Parametern. Das 99,9%-
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
2
0
-2
0,5
0,0
JRB z-transf.
-0,5
r
JRB z-transf.
r
δ 18 O z-transf.
r
97

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Signifikanzniveau wird dabei im Zeitfenster zwischen 1935 und 1950 AD überschritten.
Betrachtet man parallel dazu die hoch- und niederfrequenten Verläufe der Zeitreihen, so
erklären sich die Zusammenhänge aus den Gleitkorrelationen überwiegend durch die
niederfrequenten Trends. Die hochfrequenten Verläufe zeichenen sich dagegen überwiegend
durch gegenläufige Tendenzen aus.
Zusammenfassend führt der Parametervergleich der 350-jährigen Fichtenchronologien zu
folgenden Erkenntnissen: Die Zusammenhänge zwischen beiden untersuchten
Isotopenparametern und den JRB der Fichten zeigen sowohl hochfrequent als auch
niederfrequent überwiegend geringe Ähnlichkeiten. Dagegen können aus dem Vergleich der
δ 13 C und δ 18 O-Variationen am Standort signifikant positive Zusammenhänge herausgelesen
werden. Inwiefern sich hier tatsächlich ein gemeinsames, klimatisches Signal in den
Jahrringisotopen durchpaust, kann allerdings erst durch die Kalibration mit Klimamesswerten
quantifiziert werden.
5.5.3 Parametervergleich am Standort Haize Shan
Der im klimatologisch-ökologischen Kontext als kühl-humid klassifizierte Standort Haize
Shan unterscheidet sich bezüglich des Zusammenhangs der Jahrringparameter von den voran
gegangenen Untersuchungsflächen. So ist für die Jahr-zu-Jahr-Variationen der beiden
Isotopenparameter eine hoch signifikant positive Korrelation mit r= 0,49 feststellbar, die das
99,9%-Signifikanzniveau weit überschreitet. Für den Vergleich mit den JRB bleiben die
Korrelationen mit r= 0,04 (für den Vergleich zwischen δ 13 C und JRB) bzw. r= 0,10
(Vergleich δ 18 O und JRB) dagegen deutlich niedriger.
Die Gegenüberstellung der Parameter δ 13 C und JRB zeigt Abbildung 31a. Auffallend sind
hier die Perioden 1350-1440 AD und 1650-1690 AD. Hier überschreiten die Werte der
Gleitkorrelation die 99,9%-Signifikanz im positiven Bereich. Die 20-jährigen Filter
unterstreichen dabei jeweils durch in weiten Teilen parallel verlaufende Wellenbewegungen
die Ähnlichkeit der Kurven. Zeiträume mit signifikant negativen Korrelationen finden sich
dagegen nicht. Der für den Standort Reting postulierte, überwiegend negative Zusammenhang
zwischen δ 13 C und den JRB besteht folglich an diesem Standort nicht mehr. Ähnliches gilt für
das Verhältnis zwischen δ 18 O und JRB (Abbildung 31b). Auch hier ist der Zusammenhang
überwiegend positiv und überschreitet in drei kurzen Phasen um 1440 AD, 1500 AD und
1700 AD die 99,9%-Signifikanz. Dies wird von den Verläufen der 20-jährigen Filter beider
Parameter prägnant widergespiegelt.
98

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
δ 13 C ATM z-transf.
δ 18 O z-transf.
δ 13 C ATM z-transf.
0,5
0,0
-0,5
0,5
0,0
-0,5
1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
2
0
-2
2
0
-2
a
b
c
1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
Jahre
Abbildung 31: Parametervergleich der δ 13 CATM-, δ 18 O- und JRB-Zeitreihen am Standort Haize Shan. Grün:
JRB-Chronologie, blau: δ 13 CATM-Chronologie, rot: δ 18 O-Chronologie. Geglättete Kurven: 101-jähriges Mittel
(FFT). Schwarz: Gleitkorrelationen im 101-jährigen Zeitfenster, gepunktete horzontale Linien entsprechen dem
99,9%-Signifikanzniveau.
Wie eingangs erwähnt, ist der hochfrequente Zusammenhang zwischen den
Isotopenparametern aller analysierten Untersuchungsflächen am Standort Haize Shan am
deutlichsten ausgeprägt (Abbildung 31c). Die niederfrequenten Filter beider
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
2
0
-2
0,5
0,0
-0,5
JRB z-transf.
r
JRB z-transf.
r
δ 18 O z-transf.
r
99

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Jahrringparameter unterstreichen dies zusätzlich durch einen ansteigenden Trend, während die
hochfrequenten Schwankungen sich eher uneinheitlich verhalten. Bei der Betrachtung der
Gleitkorrelationen bestätigt sich der postulierte Zusammenhang beider Kurven jedoch nur
indirekt. Hier zeigen sich Korrelationskoeffizienten, die nur in relativ kurzen Phasen zwischen
1420 und 1440 AD (positiver Wertebereich) und ab 1930 AD (negativer Bereich) das 99,9%-
Signifikanzniveau überschreiten. Für die restlichen Zeiträume verlaufen die
Korrelationskoeffizienten insgesamt auf sehr niedrigem Niveau, das zwischen positivem und
negativem Wertebereich pendelt. Es bleibt festzuhalten, dass auch an diesem Standort die
Zusammenhänge zwischen den drei Parametern schwach ausgebildet und damit
weitestgehend unabhängig voneinander sind. Die Ausnahme bildet hier der Vergleich von
Kohlenstoff- und Sauerstoffisotopen im hochfrequenten Bereich.
Zusammenfassend lassen sich beim standortsinternen Vergleich der verschiedenen
Jahrrinparameter folgende Aussagen herausarbeiten:
100
� Der Zusammenhang zwischen δ 13 C und den Jahrringbreiten ist am trocken-warmen
Standort Reting am höchsten. Mit dem nach Osten hin zunehmenden Feuchte-Einfluss
geht die anfangs noch über lange Zeiträume hochsignifikant negative Beziehung
deutlich zurück und verschwindet schließlich weitestgehend. Damit zeigt sich bei den
Ergebnissen eine markante Abhängigkeit von der Standortsökologie und hier
insbesondere von den Feuchtebedingungen.
� Die niederfrequenten Zusammenhänge zwischen allen Parametern sind deutlicher
ausgeprägt als die hochfrequenten. Ein über alle Standorte hinweg gleichläufiges
Verhalten der einzelnen Parameter kann jedoch nicht nachgewiesen werden. Die
Ähnlichkeiten der drei Parameter sind überwiegend zu gering, um auf einen
gemeinsamen exogenen Einflussfaktor Rückschlüsse ziehen zu können. Vielmehr
reagieren die Jahrringparameter für jeden Standort offenbar auf regional wirksame
klimatische Einflussgrößen bzw. deren Kombination und sind damit
Stellvertretergrößen unterschiedlicher Umweltfaktoren. Eine von BRÄUNING (2001)
anhand der Reaktion von Jahrringbreitenchronologien auf Klimaelemente bereits
vorgeschlagene Einteilung Südost-Tibets in verschiedene (Baum-)Wuchsprovinzen
wird damit bestätigt.
Die an fast allen Standorten festgestellte weitestgehende Unabhängigkeit der drei
Jahrringparameter birgt jedoch ein hohes Potential für weiterführende Arbeiten. Durch die
geringen Zusammenhänge zwischen den Zeitreihen können so saisonal differierende
Reaktionen der Parameter auf verschiedene Klimaelemente (wie z.B. Temperatur,
Niederschlag, Evapotranspiration) an den Standorten herausgearbeitet werden. Durch den

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Vergleich mehrerer Holzparameter mit spezifischen Klima-Wachstums-Beziehungen kann
damit zur Rekonstruktion regionaler Zirkulationsmuster und somit vergangener Klima- und
Umweltbedingungen beigetragen werden.
101

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
5.6 Klima-Jahrring-Beziehungen
Die Untersuchung und Berechnung von Klima-Jahrringproxy-Beziehungen i.e.S. beruht auf
Korrelationsberechnungen zwischen den erhobenen Parametern und den Klimadatensätzen
der in Kapitel 4.2 geschilderten Stationen. Das primäre Ziel bei Korrelationsanalysen ist,
diejenigen kausalen Einflussfaktoren herauszuarbeiten, die für die Variationen des
untersuchten Jahrringparameters dominant verantwortlich sind. Mit den Parametern
Niederschlag und Temperatur sollen dabei die „klassischen“ klimatischen Faktoren
quantifiziert werden, die auf den untersuchten Jahrringparameter erfahrungsgemäß den
größten Einfluss haben. Um das komplexe Wirkungsgefüge verschiedener klimatischer
Steuergrößen auf die Jahrringparameter deutlicher darzustellen und zu untersuchen, wurde mit
der PET ein zusätzlicher, komplexer Klimaparameter mit einbezogen. Anhand dieser, in der
Jahrringforschung bisher noch weitgehend unberücksichtigten Einflussgröße soll versucht
werden, die tatsächlichen ökologischen Standortbedingungen, sowie das vielschichtige
klimatische und pflanzenphysiologische Wirkungsgefüge bei der Implementierung von
Isotopensignaturen in den Jahrring besser zu berücksichtigen.
In den folgenden Kapiteln werden zunächst die Klima-Jahrring-Beziehungen der untersuchten
Parameter an allen Standorten sowie für die analysierten Baumarten mit den Zeitreihen von
Temperatur und Niederschlag der umgebenden Klimastationen in Bezug gesetzt. Da sich
insbesondere in peripheren Hochgebirgsräumen nur in seltenen Fällen Klimastationen in
räumlicher und vertikaler Nähe zu den Untersuchungsflächen befinden, müssen hier
Kompromisse in Bezug auf die Übertragbarkeit und Signalstärke eingegangen werden (vgl.
dazu Kapitel 4). Für die Standorte Reting und Haize Shan besteht durch das Vorhandensein
zweier Klimastation in der weiteren Umgebung die Möglichkeit, auf beide in Frage
kommenden Datensätze zurückzugreifen. In diesen Fällen wird aus den Stationen über den
gemeinsamen, verfügbaren Zeitraum ein regionales Mittel gebildet. Die weiteren
Berechnungen der Klima-Jahrring-Beziehungen der Standorte Reting und Haize Shan
erfolgen schließlich anhand des Mittelwerts beider Stationen. Insgesamt lassen sich durch die
Gegenüberstellung sämtlicher Standorte und durch standortsübergreifende Vergleiche sowohl
rein standortsinterne Einflussfaktoren als auch die Intensität und der Einfluss der
klimatologisch-ökologischen Rahmenbedingungen auf den jeweiligen Jahrringparameter
herausarbeiten.
Datenbasis für die Berechnungen der Klima-Jahrring-Beziehungen sind monatliche
Mittelwerte von Temperatur, Niederschlag und potentieller Evapotranspiration (PET).
Verwendet wurden hierbei die Monate Juli bis Dezember des Vorjahres sowie Januar bis
Oktober des aktuellen Jahres, um neben der gesamten Vegetationsperiode zum Zeitpunkt der
Jahrringbildung zusätzlich noch den Einfluss des Vorjahres zu berücksichtigen. Da die
102

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Einwirkung der Klimagrößen nicht nur monatsweise, sondern über mehrere Monate hinweg
auf die Jahrringbildung und damit auch auf die Isotopensignatur in der Jahrringzellulose
Einfluß hat, wurden zusätzlich verschiedene saisonale Mittel gebildet. Bedingt durch die
Tatsache, dass die Anzahl der verfügbaren Messwerte für die PET dabei stets geringer ist, als
die Jahre mit verfügbaren Temperatur- und Niederschlagswerten, mussten jeweils getrennte
Abbildungen mit den Monats-Korrelationen angefertigt werden. Da zur Berechnung der PET
zusätzliche Parameter mit einbezogen werden, die nicht im gleichen Zeitfenster vorliegen wie
die Temperatur- oder Niederschlagsdaten, verkürzt sich somit der Zeitraum der
Kalibrationsperiode meist um ca. 10 Jahre. Infolgedessen verändern sich auch die
Signifikanzniveaus der Wertebereiche, was direkte Auswirkungen auf die Vergleichbarkeit
der Klimaparameter miteinander hat. Die absoluten Werte der Korrelationskoeffizienten, die
bei den Klima-Jahrring-Berechnungen mit den Klimaparametern Temperatur/Niederschlag
sowie der PET berechnet wurden, sind folglich nicht direkt miteinander vergleichbar.
5.6.1 δ 13 C und Klimamessdaten
Das in Kapitel 3.2 aufgeführte Modell zur Kohlenstofffixierung in Jahrringen lässt
insbesondere an Standorten mit Trockenstress und niedriger relativer Luftfeuchte während der
Vegetationsperiode einen erhöhten Einbau des schwereren 13 C-Isotops in die Jahrringzellulose
erwarten. Folgt man dieser Theorie, so sind an trocken-warmen Standorten die höchsten
Korrelationen zwischen dem δ 13 C-Wert in der Jahrringzellulose und den drei zur Verfügung
stehenden Klimaparametern Niederschlag, Temperatur und PET zu erwarten. Aus diesem
Grund sollen die standortsspezifischen Beschreibungen der Klima-Jahrring-Beziehungen
zwischen den δ 13 C-Signaturen im Jahrring und den vorhandenen Klimaparametern anhand
eines Monsungradienten von West nach Ost erfolgen. Damit sollen mögliche gemeinsame
Signale und Unterschiede zwischen den Standorten anhand des zunehmenden Einflusses der
Monsunintensität untersucht werden.
Wie bereits in den vorangegangenen Kapiteln geschildert, sind alle erhobenen δ 13 C-Zeitreihen
durch den seit 1800 AD anhaltenden CO2-Ausstoß gekoppelt mit dem pCO2-Anstieg durch
einen starken negativen Trend gekennzeichnet. Da die größte Abnahme dieses rein
anthropogen bedingten Effekts genau in die Kalibrationsphase der Kohlenstoffisotopen mit
den Klimamesswerten fällt, wurden für die Berechnungen der Klima-Jahrring-Beziehungen
die korrigierten δ 13 CATM-Werte verwendet. Des weiteren erfolgten für sämtliche Standorte
zusätzliche Berechnungen mit den korrigierten δ 13 C-Werten der Modelle nach KÜRSCHNER
sowie FENG & EPSTEIN, um die Auswirkungen der unterschiedlichen Korrekturmodelle auf
die Klima-Jahrring-Korrelationen darzustellen und zu testen. Im Folgenden sollen zunächst
103

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
für jeden Standort die Reaktionen der drei Klimaparameter Temperatur, Niederschlag und
PET auf den δ 13 CATM-Wert im Jahrring analysiert werden.
Standort Reting
Abbildung 32 zeigt die Ergebnisse der Klima-Jahrring-Berechnungen für das regionale Mittel
der Klimastationen Lhasa und Nagqu in Bezug auf die δ 13 C-Werte der Wacholder am
Standort Reting. Betrachtet man die Reaktion der δ 13 CATM-Signaturen der Jahrringzellulose
auf die verschiedenen Klimaparameter, so ergibt sich ein annähernd einheitliches Bild.
Deutlich zeigen sich überwiegend positive Korrelationen zwischen δ 13 CATM und den
Temperaturbedingungen im April sowie im Frühsommer (Summe der Monate
April/Mai/Juni), wo r signifikante Werte von 0,34 bzw. 0,33 erreicht (p< 0,05).
Für die anderen Monate bzw. Monatsmittel der Temperatur ergeben sich zwar fast durchwegs
positive Korrelationen, jedoch erreicht kein Wert das 95%-Signifikanzniveau. Da der Standort
Reting durch seine ökologischen Bedingungen als trocken-warm einzustufen ist, sind hier die
Auswirkungen der verschiedenen CO2-Korrekturmodelle auf die Klima-Jahrring-Beziehungen
von besonderem Interesse. Hier sollten insbesondere Korrelationen mit den nach FENG &
EPSTEIN (1995) korrigierten Werten die erwartungsgemäß besten Ergebnisse liefern. Grund
hierfür ist die Tatsache, dass dieses Korrekturmodell auf der Datenbasis von Untersuchungen
trocken-warmer Standort beruht, während die Berechnungen der Kürschner-Korrektur auf
Ergebnissen aus Gewächshausexperimenten zurückgehen (KÜRSCHNER 1996).
Bereits bei den Berechnungen mit den korrigierten δ 13 C-Werten nach KÜRSCHNER zeigen sich
deutliche Verbesserungen der Klima-Jahrring-Beziehungen. So sind für mehrere Monate und
Monatsmittel hochsignifikante positive Zusammenhänge zwischen δ 13 C und Temperatur
erkennbar, die das 99,9%-Signifikanzniveau deutlich überschreiten (Abbildung 32). Die
höchsten Werte werden dabei für das hydrologische Jahr 23 mit einem
Korrelationskoeffizienten von r= 0,53 erreicht. Jedoch weisen auch die Korrelationen mit den
Temperaturen im Hochsommer (JJA) sowie der durchschnittlichen Temperatur der
Vegetationsperiode des Vorjahres (MJJAS) mit Werten von r= 0,49 jeweils hochsignifikante
Zusammenhänge auf. Das geringe Wasserangebot während der strahlungsintensiven
Sommermonate scheint sich hierbei voll auf die Reaktion der Stomata und die CO2-Fixierung
durchzupausen. Die hohe Korrelation mit dem Vorjahr lässt sich möglicherweise durch die
Nutzung und den Einbau von Speicherstoffen aus dem Vorjahr bei der Bildung des
Frühholzes erklären, das bei den Wacholdern einen Großteil des Gesamtjahresringes
einnimmt.
23 berechnet als Monatsmittel der Zeitperiode Oktober des Vorjahres bis September des aktuellen Jahres
104

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Korrelationen δ 13 C NS/Temp. (MW Lhasa/Nagqu) Korrelationen δ 13 C PET (Lhasa)
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
Temperatur
Niederschlag
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Reting Wacholder δ 13 C CO2-ATMkorr.
n=50
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
Reting Wacholder δ
Temperatur
n=50 0,6
Niederschlag
0,5
13 CCO2 + Kürschnerkorr.
Reting Wacholder δ 13 CCO2 + Fengkorr.
Temperatur
Niederschlag
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
n=50
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
PET
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
PET
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Reting Wacholder δ 13 C CO2-ATMkorr.
n=43 0,6
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
Reting Wacholder δ
n=43 0,6
13 CCO2 + Kürschnerkorr.
Reting Wacholder δ 13 C CO2 + Fengkorr.
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
n=43 0,6
Abbildung 32: Ergebnisse der Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den einzelnen δ 13 C-Korrekturwerten und
den Klimaparametern Niederschlag und Temperatur des Mittelwerts der Stationen Lhasa und Nagqu (linke
Spalte) sowie den PET-Werten der Station Lhasa (rechte Spalte) für die Wacholder am Standort Reting
(VJ=Vorjahr). Die gestrichelten Linien geben die einzelnen Signifikanzniveaus mit 95%, 99% und 99,9% an.
PET
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
105

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Die besten Ergebnisse bei den Klima-Jahrring-Beziehungen für den Standort Reting liefern
jedoch die δ 13 CFeng-korrigierten Werte. Hierbei steigen die für die Kürschner-Korrektur
bereits geschilderten positiven Zusammenhänge zwischen den Isotopenvariationen im
Jahrring und den Temperaturen der Monatsmittel weiter an. So zeigt die Reaktion der
δ 13 CFeng-Werte auf die Berechnungen mit den Temperaturmitteln für das hydrologische Jahr
ebenfalls das beste Ergebnis. Der Wert korreliert hier allerdings auf höchst signifikantem
Niveau mit r= 0,68. Zusätzlich liefern Vergleiche mit der Jahresmitteltemperatur sowie mit
dem Temperaturmittel der Hochsommermonate Juni, Juli und August mit r=0,65 bzw. r=0,64
weitere signifikant positive Korrelationen, die das 99,9%-Niveau weit überschreiten.
Insgesamt ergeben sich für die Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen δ 13 CATM, δ 13 CKürschner
sowie δ 13 CFeng in Bezug zur Temperatur der Klimastationen fast durchgehend positive
Reaktionen. Hohe Temperaturen führen an diesem Standort folglich zum verstärkten Einbau
von 13 C-Isotopen in den Jahrring. Die Ergebnisse folgen damit nachdrücklich dem von
FARQUHAR (1989a. 1989b) modellhaft beschriebenen Diskriminierungsverhalten bei der CO2-
Fixierung im Jahrring. Um Wasserverlust zu vermeiden, werden die Stomata bei hohen
Temperaturen aufgrund des Trockenstresses geschlossen. Dies führt wiederum zu einem
erhöhten Umsatz von 13 C bei der CO2-Fixierung und damit zum verstärkten Einbau von 13 C in
die Jahrringzellulose. Darüber hinaus führt die Einbeziehung verschiedener zusätzlich zur
CO2-Korrektur addierten pflanzenphysiologischen Faktoren nach den Modellen von
KÜRSCHNER bzw. FENG & EPSTEIN insbesondere bei der Interpretation von δ 13 C-Werten
nachweislich zu deutlich verbesserten Resultaten bei den Korrelationsberechnungen. Hier
liefern erwartungsgemäß die Berechnungen mit den δ 13 CFeng-Werten die besten Resultate an
diesem trocken-warmen Standort.
Bei den Korrelationen der δ 13 CATM -Werte mit den Niederschlagsmitteln der Stationsdaten
zeigen sich im Gegensatz zur Temperatur eher uneinheitliche Reaktionen (Abbildung 32). So
wechseln sich sowohl positive als auch negative Korrelationen in Bezug auf die jeweiligen
Niederschlagsverhältnisse ab. Einzig für den April der aktuellen Vegetationsperiode wird mit
einem Korrelationskoeffizienten von r=-0,38 ein hoch signifikant negativer Zusammenhang
erreicht, der das 99%-Signifikanzniveau überschreitet. Für die restlichen Berechnungen
ergeben sich dagegen überwiegend keine signifikanten Zusammenhänge. Analog zu den
Korrelationen mit den Temperaturwerten bleiben die Tendenzen auch bei den Berechnungen
mit den Niederschlagsmitteln für alle Korrekturmodelle gleich. Es ändern sich in den
überwiegenden Fällen nur die absoluten Werte, die größtenteils auf ein insgesamt positives
Werteniveau angehoben werden. Bei der Anwendung der Kürschner-Korrektur wird dabei die
Beziehung zur Frühsommer-Periode des Vorjahres (VJ AMJ) mit r= -0,33 auf 99%-Niveau
signifikant, während der zuvor erwähnte Zusammenhang mit dem Niederschlagsmittel im
April auf einen Wert von r= -0,26 zurückgeht. Wendet man zusätzlich die Korrektur nach
106

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
FENG auf die δ 13 C-Werte an, so ergibt sich für die Klima-Jahrring-Beziehungen des Monats
Februar sogar eine das 99,9%-Signifikanzniveau überschreitende positive Korrelation von r=
0,50. Dies lässt sich nur schwer interpretieren, da zu diesem Zeitpunkt keine hohen
Niederschläge zu verzeichnen sind.
Betrachtet man die Auswirkungen der Korrelationsberechnungen zwischen den PET-Daten
der Station Lhasa und den δ 13 C-Werten, ergeben sich im direkten Vergleich zu den
vorangegangenen Ergebnissen bei den Standardparametern Niederschlag und Temperatur
deutliche Unterschiede (Abbildung 32). Berechnungen mit den δ 13 CATM-Werten zeigen hier
für den Monat April einen Korrelationskoeffizienten von r= 0,50, der das 99,9%-
Signifikanzniveau überschreitet. Im Gegensatz zu den Ergebnissen bei den Klima-Jahrring-
Beziehungen mit den Standardparametern Temperatur und Niederschlag bewirken dagegen
Kalibrationsrechnungen mit den korrigierten δ 13 C-Datensätzen nach KÜRSCHNER sowie
FENG& EPSTEIN markante Verschlechterungen. So sinken für beide Modelle die
Korrelationskoeffizienten sämtlicher berechneter Monate und Monatsmittel unter das 95%-
Signifikanzniveau. Zumindest für die PET ergeben sich durch die Anwendung der
verschiedenen Korrekturmodelle bei den Klima-Jahrring-Beziehungen damit keine
Verbesserungen.
Standort Qamdo
Da für den Standort Qamdo mit je einem Fichten- und Wacholderbestand zwei Baumarten
untersucht wurden, erfolgen die Analysen der Beziehungen zwischen Klimadaten und δ 13 C-
Variationen im Folgenden jeweils getrennt voneinander. Am Ende dieses Kapitel soll dann
eine kurze Synthese der Standortsergebnisse erfolgen, um speziesinterne Reaktionen zu
verdeutlichen. Im Gegensatz zu den anderen analysierten Untersuchungsflächen stehen für
den Standort Qamdo nur die Klimadaten der Station Qamdo zur Verfügung. Aufgrund der
großen Entfernungen zu anderen Klimastationen wurde darauf verzichtet, ein regionales
Mittel mit anderen Klimastationen zu bilden. Zum einen ist davon auszugehen, dass durch die
Hinzunahme entfernter Klimastationen das tatsächliche lokale Signal gedämpft würde, zum
anderen gibt es keine Station mit vergleichbarer Länge der Messreihen.
Abbildung 33 zeigt die Beziehungen zwischen Klima und δ 13 CATM-korrigierten Zeitreihen der
Qamdo Wacholder. Auffallend ist hier, wie gering die Sensitivität auf die Klimaparameter
Temperatur und Niederschlag ausfällt. Obwohl es sich hier um einen Hochlagenstandort mit
südlicher Exposition handelt, scheinen mögliche Klimasignale in den δ 13 CATM-Werten der
Jahrringzellulose nur sehr schwach implementiert zu sein. Für die Temperatur zeigt nur der
April mit einem Korrelationskoeffizienten von r=0,33 eine signifikante positive Reaktion, die
107

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
knapp unterhalb des 99%-Signifikanzniveaus liegt. bezüglich der Niederschlagsbedingungen
zeigt sich ein ähnliches Bild. Auch hier sind die Reaktionen sehr uneinheitlich und variieren
zwischen positiven und negativen Korrelationen, die bis auf wenige Werte nicht signifikant
sind. Vergleichbar zum Signal in den Temperaturwerten zeigt sich auch hier für den Monat
April mit einem Wert von r= -0,36 die höchste Korrelation, die das 99%-Niveau allerdings
übersteigt. Auch die zusätzlichen Berechnungen mit den δ 13 CKürschner und δ 13 CFeng-korrigierten
Werten ergeben - anders als beim Standort Reting - keinerlei Verbesserungen. Hier ist eher
das Gegenteil der Fall. So verschwinden sowohl für die Temperatur- als auch die
Niederschlagsbedingungen am Standort die δ 13 C-Klimasignale in der Jahrringzellulose.
Während sich bei den δ 13 CKürschner-korrigierten Werten zumindest noch für die
Temperaturbedingungen des Monats April ein signifikanter Zusammenhang ergibt, ist dieser
bei den Berechnungen mit den δ 13 CFeng-Variationen nicht mehr existent. Sowohl für die
Niederschlags- als auch die Temperaturbedingungen erreicht hier kein Korrelationskoeffizient
das 95%-Signifikanzniveau. Hier spielt die mangelnde Repräsentativität der in Tallage
situierten Klimastation Qamdo in Bezug zur annähernd 1100m höher liegenden
Untersuchungsfläche eine wichtige Rolle.
Es verstärkt sich dadurch die Vermutung, dass die Klimaparameter Temperatur und
Niederschlag nur ungenügend in den δ 13 C-Werten der Wacholder-Jahrringzellulose
aufgezeichnet bzw. von anderen Signalen überprägt werden. Hier scheint die Anwendung
eines komplexeren Klimaparameters, wie sie die PET darstellt, ein adäquates Mittel zu sein,
um das tatsächliche Wechselspiel verschiedener Einflüsse auf den Jahrring besser
berücksichtigen zu können. Abbildung 33 zeigt hierzu die Klima-Jahrring-Beziehungen
zwischen den drei unterschiedlich korrigierten δ 13 C-Datensätzen und der PET am Standort
Qamdo. Der Vergleich zwischen δ 13 CATM-Werten und der PET weist dabei auch die bereits
bei den Temperaturbedingungen am Standort festgestellte hohe Korrelation für den Monat
April (r= 0,34) auf. Hier scheint sich der enge Zusammenhang zwischen Temperatur und PET
deutlich durchzupausen. Weitere Berechnungen mit den Korrekturmodellen führen im
Gesamtkontext zu prägnanten Änderungen. So sind bereits für die δ 13 CKürschner-korrigierten
Werte die meisten Korrelationen mit den Monatsmitteln der PET auf signifikantem Niveau
negativ korreliert. Der Trend zu hohen, negativen Korrelationen verstärkt sich zusätzlich bei
den Berechnungen mit den δ 13 CFeng-Werten. Für eine Vielzahl an Monaten und Monatsmitteln
überschreiten die jeweiligen Korrelationskoeffizienten dabei das 99%-Signifikanzniveau. Den
höchsten Wert erreicht dabei die Vorjahresperiode von August bis September mit einem
Koeffizienten von r= -0,48. Hier wirken sich offenbar die Evapotranspirations-Bedingungen
zum Zeitpunkt der Spätholzbildung des Vorjahres negativ auf die Implementierung des δ 13 C-
Signals im aktuellen Jahr aus. Möglicherweise paust sich hierbei ein Remobilisierungseffekt
an δ 13 C-abgereicherten Speicherstoffen des Vorjahres durch.
108

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
Korrelationen δ 13 C NS/Temp. (Qamdo) Korrelationen δ 13 C PET (Qamdo)
Temperatur
Niederschlag
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Qamdo Wacholder δ 13 C CO2-ATMkorr.
n=55
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
Qamdo Wacholder δ
Temperatur
n=55
Niederschlag
13 CCO2 + Kürschnerkorr.
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
Qamdo Wacholder δ 13 C CO2 + Fengkorr.
Temperatur
Niederschlag
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
n=55 0,6
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
PET
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
PET
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Qamdo Wacholder δ 13 C CO2-ATMkorr.
n=43
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Qamdo Wacholder δ
n=43 0,6
13 CCO2 + Kürschnerkorr.
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Qamdo Wacholder δ 13 C CO2 + Fengkorr.
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Abbildung 33: Ergebnisse der Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den einzelnen δ 13 C-Korrekturwerten und
den Klimaparametern Niederschlag und Temperatur der Station Qamdo (linke Spalte) sowie den PET-Werten
der Station Qamdo (rechte Spalte) für die Wacholder am Standort Qamdo (VJ=Vorjahr). Die gestrichelten Linien
geben die einzelnen Signifikanzniveaus mit 95%, 99% und 99,9% an.
PET
n=43
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
109

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Ein anderes Bild ergeben die Berechnungen zwischen den Klimaparametern und den
korrigierten δ 13 C–Werten des Fichtenbestandes am Standort Qamdo (Abbildung 34). So
zeigen sich bereits bei den Korrelationen zwischen δ 13 CATM-Werten und den
Niederschlagsbedingungen prägnante Unterschiede. Hoch signifikant negative Korrelationen
mit einem Wert von r= -0,35 ergeben sich hier zur Vorjahresperiode der Monate Juli bis
September. Die Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen δ 13 CATM und der Temperatur sind
dagegen ähnlich wie bei den Wacholdern einzig für den Monat August auf dem 99%-
Signifikanzniveau zu beobachten. Sehr große Unterschiede im direkten Vergleich mit den
Wacholdern ergeben sich für die Berechnungen mit den beiden δ 13 C-Datensätzen, die einen
zusätzlichen pflanzenphysiologischen Faktor als Reaktion auf die steigende CO2-
Konzentration der Atmosphäre berücksichtigen. So erhöhen sich bereits bei der Kalibration
mit den δ 13 CKürschner-Werten sowohl für die Temperatur- als auch für die
Niederschlagskorrelationen am Standort die Sensitivität und Signifikanz. Für die
Korrelationen mit der Temperatur ist dabei für den August mit einem Wert von r=0,36 der
höchste Wert zu beobachten, der das 99%-Signifikanzniveau überschreitet. Bei den
Berechnungen mit den Niederschlagsdaten dagegen zeigen sich auf gleichem
Signifikanzniveau negative Korrelationen mit dem Jahresniederschlag (r= -0,37) und dem
hydrologischen Jahr (r= -0,36). Noch bessere Resultate liefert die Kalibration zwischen
Klimamessdaten und den δ 13 CFeng-korrigierten Datenreihen. Hier übersteigen bei den
Berechnungen mit den Temperaturbedingungen am Standort die Korrelationskoeffizienten für
August und das Mittel der Hochsommermonate Juni bis August jeweils mit einem Wert von
r= 0,48 deutlich die 99,9% Signifikanzschwelle. Für die Datensätze der Niederschlagswerte
finden sich dagegen mit dem negativen Bezug zu den Jahresniederschlägen die besten
Korrelationen (r= -0,50). Anhand der Klima-Jahrring-Beziehungen kann daher folgendes für
die Korrelationen mit den Niederschlagsbedingungen abgeleitet werden: hohe Niederschläge
während der Assimilierungsphase/Vegetationsperiode führen zu niedrigen δ 13 C-Werten.
Diese Beobachtung folgt damit anschaulich dem Modell von FARQUHAR, da durch erhöhte
Niederschläge (die in den mittleren Breiten meist an eine hohe relative Luftfeuchte gekoppelt
sind) auch die Wasserverfügbarkeit am Standort und die Öffnungsweiten der Stomata steigen.
Durch den ungehinderten Gasaustausch mit der Atmosphäre steigt damit in den
Interzellularen das CO2-Angebot und die Diskriminierung gegenüber 13 C kommt voll zum
Tragen.
Bei den Untersuchungen zu den Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen den δ 13 C-Werten der
Fichten und der PET erhöhen sich die bereits gezeigten z.T. sehr hohen Korrelationen
(Abbildung 34, rechte Spalte). So weist bereits der Vergleich zwischen den PET-
Monatsmitteln und den δ 13 CATM-Werten durchgehend positive Korrelationen auf. Den
höchsten Wert erreicht dabei der Vergleich mit dem PET-Jahresmittel mit r= 0,71. Diese
festgestellte Klima-Jahrring-Beziehung für das PET-Jahresmittel
110

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
Korrelationen δ 13 C NS/Temp. (Qamdo) Korrelationen δ 13 C PET (Qamdo)
Temperatur
Niederschlag
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
Temperatur
Niederschlag
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
Temperatur
Niederschlag
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Qamdo Fichte δ 13 C CO2-ATMkorr.
n=53
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
Qamdo Fichte δ 13 C CO2 + Kürschnerkorr.
n=53
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
Qamdo Fichte δ 13 C CO2 + Fengkorr.
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
n=53 0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
PET
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
PET
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Qamdo Fichte δ 13 C CO2-ATMkorr.
n=43 0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Qamdo Fichte δ 13 C CO2 + Kürschnerkorr.
n=43
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Qamdo Fichte δ 13 C CO2 + Fengkorr.
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Abbildung 34: Ergebnisse der Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den einzelnen δ 13 C-Korrekturwerten und
den Klimaparametern Niederschlag und Temperatur der Station Qamdo (linke Spalte) sowie den PET-Werten
der Station Qamdo (rechte Spalte) für die Fichten am Standort Qamdo (VJ=Vorjahr). Die gestrichelten Linien
geben die einzelnen Signifikanzniveaus mit 95%, 99% und 99,9% an.
PET
n=43
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
111

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
bleibt auch für die δ 13 CKürschner-korrigierten Werte mit gleichem Absolutwert des
Korrelationskoeffizienten bestehen. Einzig die δ 13 CFeng-korrigierten Datenreihen zeigen für
die Berechnungen mit der PET geringfügig abnehmende Koeffizienten. Hier zeigen sich die
besten Korrelationen mit dem Monatsmittel der Vegetationsperiode von Mai bis September
(r= 0,66) sowie dem Spätsommer von August bis September (r= 0,65). Beide überschreiten
dabei weit das 99,9%-Signifikanzniveau. Insgesamt zeigen sich für die PET durchgehend
positive Korrelationen mit den verschiedenen δ 13 C-korrigierten Datensätzen. Im Gegensatz zu
den Wacholdern ist damit eine direkte Beziehung zwischen der potentiellen Verdunstung am
Standort und dem δ 13 C-Wert im Jahrring gegeben.
Deutlich zeigt sich im direkten Vergleich zwischen den δ 13 C-Werten von Wacholdern und
Fichten das offenbar höhere Potential der Fichten zur Speicherung von Klimainformationen.
Dies gilt sowohl für die Klima-Jahrring-Berechnungen mit den Standardparametern
Niederschlag und Temperatur, als auch für den Vergleich mit dem kombinierten Parameter
der PET. Ein möglicher Grund für die deutlich höheren Korrelationskoeffizienten könnte der
größere Spätholzanteil am Gesamtjahresring bei den Fichten sein. Die oft in Lehrbüchern
postulierte, als höher einzustufende klimatische Sensitivität des Spätholzes beruht hierbei
offenbar auf der direkten Implementierung möglicher Klimainformationen der aktuellen
Vegetationsperiode bei der Jahrringbildung (SCHWEINGRUBER 1990). Die in Abbildung 33
und 34 dargestellten Ergebnisse der Klima-Jahrring-Beziehungen verdeutlichen dies sowohl
für die Berechnungen mit Einzelmonaten, als auch verschiedenen Monatsmitteln des aktuellen
Jahres. Dennoch zeigen auch die Fichten z.T. signifikante Korrelationen zum Vorjahr, die
jedoch nur für die Berechnungen mit der PET höchst signifikante Werte erreichen. Zusätzlich
könnte die unterschiedliche Exposition der beiden untersuchten Flächen zur artspezifischen
Differenzierung bei den Klima-Jahrring-Beziehungen beitragen. Da die Fichten in eher
südostexponierter Lage stehen, pausen sich hier unter Umständen die unterschiedlichen
Strahlungssummen beider Baumstandorte in den Isotopensignaturen durch.
Standort Haize Shan
Die Resultate der Klima-Jahrring-Berechnungen am weitest östlich gelegenen Wacholder-
Standort Haize Shan zeigt Abbildung 35. Die Berechnungen beruhen für die Datenreihen von
Temperatur und Niederschlag wiederum auf einem regionalen Mittel zweier Klimastationen.
Hierfür wurden die Datensätze der Stationen Litang und Batang herangezogen. Für die
Korrelationen mit der PET standen dagegen nur Werte der Station Batang zur Analyse der
Klima-Jahrring-Beziehungen zur Verfügung.
112

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Korrelationen δ 13 C NS/Temp. (MW Litang/Batang) Korrelationen δ 13 C PET (Batang)
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
HaizeShan Wacholder δ
n=48
13 CCO2-ATMkorr. Temperatur
Niederschlag
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
HaizeShan Wacholder δ
Temperatur
n=48
Niederschlag
13 CCO2 + Kürschnerkorr.
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
HaizeShan Wacholder δ 13 C CO2 + Fengkorr.
Temperatur
Niederschlag
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
n=48
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
PET
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Haize Shan Wacholder δ
n=35 0,6
13 CCO2-ATMkorr. Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Haize Shan Wacholder δ
PET
n=35
13 CCO2 + Kürschnerkorr.
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
Haize Shan Wacholder δ
0,6
13 CCO2 + Fengkorr.
n=35
Abbildung 35: Ergebnisse der Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den einzelnen δ 13 C-Korrekturwerten und
den Klimaparametern Niederschlag und Temperatur des Mittelwerts der Stationen Batang und Litang (linke
Spalte) sowie den PET-Werten der Station Batang (rechte Spalte) für die Wacholder am Standort Haize Shan
(VJ=Vorjahr). Die gestrichelten Linien geben die einzelnen Signifikanzniveaus mit 95%, 99% und 99,9% an.
PET
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
113

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Der klimatologisch-ökologisch als kühl-feucht zu klassifizierende Standort zeigt für alle
berechneten Zusammenhänge zwischen Klima und δ 13 C sehr niedrige
Korrelationskoeffizienten. Dabei bleiben die Werte - unabhängig von den jeweiligen
Korrekturmodellen - stets unterhalb des 95%-Signifikanzniveaus. Für diesen Standort
scheinen sich zusammenfassend keinerlei Zusammenhänge zwischen Temperatur,
Niederschlag und den δ 13 C-Variationen im Jahrring zu ergeben. Die offenbar geringe
Signalstärke der δ 13 C-Werte bleibt auch bei den Berechnungen mit der PET bestehen
(Abbildung 35). Hier zeigt sich insgesamt nur beim Vergleich der δ 13 CFeng-korrigierten
Datenreihen mit dem Monatsmittel des Vorjahres-Oktobers ein signifikanter, positiver
Zusammenhang von r= 0,41. Der Korrelationskoeffizient überschreitet dabei jedoch das 95%-
Signifikanzniveau. Für diesen Standort scheint sich trotz der waldgrenznahen Lage offenbar
eine gute Feuchtigkeitsversorgung positiv auf die Bedingungen während der
Vegetationsperiode auszuwirken. Durch die Lage im Bereich einer Wasserscheide der
meridionalen Stromfurchen sind längerfristige Stressfaktoren durch Trockenzeiten daher
weitestgehend auszuschließen. Zusätzlich könnte die Nähe zu einem vergletscherten
Gebirgsstock die Wasserversorgung im Jahresverlauf positiv beeinflussen.
Die Fraktionierung gegen das 13 C bei der CO2-Fixierung kommt durch die eher humiden
Bedingungen und weit geöffneten Stomata während der Vegetationsperiode demnach wohl
voll zum Tragen. Die Signalstärke des 13 C gegenüber möglichen Stressbedingungen
(Trockenheit, Temperatur) geht dabei weitestgehend verloren, was sich direkt in den sehr
geringen Korrelationswerten niederschlägt. Bestätigt wird diese Annahme durch das im
Vergleich zu den anderen Wacholderstandorten tiefer liegende Niveau der δ 13 C-Werte, das
einen Hinweis auf einen verstärkten Einbau von 12 C in die Jahrringzellulose liefert.
Zusammenfassung
Zusammenfassend führen die Kalibrationsberechnungen zwischen δ 13 C und den aus
verschiedenen Monatsmitteln vorliegenden Klimaparametern Temperatur, Niederschlag und
PET zu folgenden Erkenntnissen:
114
� Stärkste Zusammenhänge sowohl für die Temperatur- als auch für die
Niederschlagsbedingungen am Standort ergeben sich für die Wacholder am trockenwarmen
Standort Reting. Hohe Frühjahrs- und Sommertemperaturen bedingen hier
hohe δ 13 C-Werte, während hohe Frühjahrsniederschläge zu niedrigen Isotopenwerten
führen. Die Resultate folgen damit deutlich dem Farquhar´schen Modell zur
Isotopendiskriminierung bei der CO2-Aufnahme.

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
� δ 13 C und Frühsommer- sowie Hochsommertemperaturen korrelieren bis auf den
Standort Haize Shan an allen Standorten und für beide Baumarten positiv. Die
Zusammenhänge zwischen δ 13 C und dem Niederschlag sind dagegen jedoch deutlich
indifferent. Möglicherweise ist hier die in Kapitel 4.2 erwähnte, problembehaftete
Übertragbarkeit von Niederschlagsdaten aus Tallagen auf die höher gelegenen
Untersuchungsflächen der Grund für die überwiegend schwach signifikanten
Zusammenhänge.
� Die Reaktion und Intensität der δ 13 C-Signale auf die Witterung ist eindeutig abhängig
von den lokalen Standortsverhältnissen. Die Feuchtigkeitsbedingungen und damit die
klimatologisch-ökologischen Rahmenbedingungen am Standort spielen hierbei
offenbar eine zentrale Rolle bei der Implementierung von δ 13 C in den Jahrring. Die
einzelnen Ergebnisse der Wacholderstandorte unterstreichen diese Aussage zusätzlich
durch die gewählte Anordnung entlang eines hygrischen Gradienten. Die Resultate
folgen damit der eingangs erwähnten Hypothese, dass auf trocken-warmen Standorten
für δ 13 C-Untersuchungen die besten Ergebnisse zu erwarten sind.
� Das auf den Untersuchungen von δ 13 C-Jahrringvariationen trockener Standorte
beruhende Korrekturmodell von FENG & EPSTEIN zeigt im Rahmen dieser Arbeit für
den trocken-warmen Standort Reting erwartungsgemäß die besten Ergebnisse. Hier
finden sich bei den Wacholdern für die Periode des hydrologischen Jahres mit einem
Absolutwert von r=0,68 für die Temperatur die höchsten Korrelationen zwischen
Standardklimaparametern und δ 13 C. Die Auswirkungen dieses Modells auf die Klima-
Jahrring-Beziehungen nehmen mit zunehmender Änderung der standortsökologischen
Bedingungen von trocken-warm zu kühl-feucht allerdings deutlich ab. Für das
Korrekturmodell nach KÜRSCHNER konnte kein Zusammenhang zwischen den
ökologisch differierenden Standorten erkannt werden. Hier scheint die Reaktion
deutlich unabhängiger von den Standortsverhältnissen zu sein, was möglicherweise
die bereits in einem vorangegangenen Kapitel angesprochene, mangelnde
Übertragbarkeit von Gewächshausexperimenten auf natürliche Bedingungen
unterstreicht.
� Berechnungen zwischen δ 13 C und der PET liefern für die untersuchten
Wacholderstandorte ein insgesamt uneinheitliches Signal. Die höchsten Werte werden
hier am Standort Reting für den April mit einem Koeffizienten von r= 0,50 erreicht,
während der Einfluss der PET auf den δ 13 C-Wert mit zunehmender Humidität
erwartungsgemäß stark zurückgeht. Die PET scheint daher insbesondere an trockenwarmen
Standorten den größten Effekt auf die δ 13 C-Werte zu besitzen. Die insgesamt
höchsten Korrelationen mit der PET zeigen sich allerdings für die analysierten Fichten
115

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
116
am Standort Qamdo mit einem Wert von r= 0,71 für das hydrologische Jahr. Dies
unterstreicht erneut das offenbar höhere Potential der Fichten aus Südwest-Tibet für
klimatologisch-ökologische Analysen der Paläo-Umweltbedingungen.
� Die sehr hohe räumliche Variabilität der Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen δ 13 C
und allen untersuchten Klimaparametern verläuft aufgrund der großen Distanzen
zwischen den Standorten erwartungsgemäß. Die Auswahl von standortsökologisch
sehr unterschiedlichen Untersuchungsflächen kommt dabei anhand der wenig
übereinstimmenden Ergebnisse der Klima-Jahrring-Berechnungen voll zum Tragen.
So lässt die δ 13 C-Signalstärke in den Jahrringen mit dem nach Osten hin zunehmenden
Feuchte-Einfluss deutlich nach und tritt am weitest östlich liegenden Standort Haize
Shan schließlich fast völlig zurück.
� Zusätzlich finden sich sowohl für die Wacholder als auch für die Fichten an allen
Standorten z.T. sehr hohe Korrelationen zu den Vorjahresbedingungen. Insbesondere
bei den Wacholdern mit ihrem oftmals sehr geringen Anteil an Spätholzzellen scheint
sich bei der Jahrringbildung dabei eine verstärkte Remobilisierung von Reservestoffen
aus der vorangegangenen Vegetationsperiode durchzupausen.
Die Eignung von annuell aufgelösten δ 13 C-Isotopenchronologien aus Jahrringen zur
Rekonstruktion von Paläoumweltbedingungen wird mit den hier gewonnenen Ergebnissen der
Klima-Jahrring-Beziehungen bestätigt. Zum Teil ergeben sich hier Möglichkeiten zur
Rekonstruktion von Temperaturbedingungen verschiedener Monatsmittel (Standorte Reting
und Qamdo). Die hierfür nötigen und in der Dendroklimatologie gängigen
Korrelationskoeffizienten für die Rekonstruktion mittels linearer Regressionsmodelle werden
jedoch am Standort Haize Shan nicht erreicht. An diesem Standort ist womöglich die
Einbeziehung eines anderen Klima- bzw. Umweltparameters nötig, der die Reaktionen der
Jahrringisotope besser nachzeichnet.
5.6.2 δ 18 O und Klimamessdaten
Die Reaktionen der δ 18 O-Variationen auf die klimatisch-ökologischen Bedingungen an den
Standorten werden im folgenden Kapitel erläutert. Sowohl Vorgehensweise als auch
Datengrundlage der verschiedenen Parameter bleiben wie bei den Ausführungen zu den δ 13 C-
Werten gleich. Jedoch sind für die δ 18 O-Zeitreihen im Unterschied zu den δ 13 C -Zeitreihen
keine zusätzlichen Berechnungen mit Korrekturmodellen nötig. Sämtliche, hier aufgeführte

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Korrelationen beruhen folglich auf der Analyse der Klima-Jahrring-Beziehungen mit den aus
der Analyse hervorgegangenen δ 18 O-Rohwerten. Dem in Kapitel 5 eingangs erwähnten,
zunehmenden Monsungradienten folgend, soll hierbei versucht werden, regional differierende
Einflüsse monsunaler Tätigkeit auf das 18 O im Jahrring nachzuweisen.
Aufgrund der durchgehend starken Hangneigung und des wasserdurchlässigen Substrates
kann an allen Standorten eine Beeinflussung durch Grund- und Stauwasser weitestgehend
ausgeschlossen werden. Damit kann man davon ausgehen, dass alle Bäume zu Beginn und
während der Vegetationsperiode nur das jeweilige Niederschlagswasser für ihre Assimilation
zur Verfügung haben. Der Einfluss von Schneeschmelzwasser auf den δ 18 O-Wert in der
Jahrringzellulose ist aufgrund der in Kapitel 2 geschilderten, selten persistenten Schneedecken
im Tibetischen Hochland verschwindend gering. Ein in klimatisch differenzierten Regionen
wie z.B. dem Karakorum durchaus feststellbares Phänomen, dass an 18 O abgereichertes
Schneeschmelzwasser von den Bäumen aufgenommen wird und zu Beginn der
Vegetationsperiode zu veränderten δ 18 O-Signaturen im Jahrring führt (TREYDTE ET AL. 2006),
bleibt somit für die untersuchten Standorte dieser Arbeit vernachlässigbar. Das Signal des
δ 18 O-Wertes in der Jahrringzellulose sollte daher an allen Standorten nur das tatsächliche
Niederschlagssignal, modifiziert durch den Prozess der Blattwasseranreicherung,
repräsentieren.
Standort Reting
Abbildung 36 zeigt für die Untersuchungsfläche Reting die Ergebnisse der Klima-Jahrring-
Beziehungen zwischen Sauerstoffisotopen und dem regionalen Mittel der Stationen Lhasa und
Nagqu. Der starke Einfluss der Niederschlagsbedingungen am Standort auf die Variationen
des in den Jahrringen implementierten δ 18 O offenbart sich dabei anschaulich. Hochsignifikant
negative Korrelationen finden sich zu den Niederschlagsmengen verschiedener Monatsmittel
des Vorjahres. Die besten Reaktionen liefern dabei Berechnungen mit den
Niederschlagsbedingungen zum August des Vorjahres (r= -0,61) sowie der Vorjahresmittel
der Zeitperioden Juli-August (r= -0,53) und Mai-September (r= -0,50). In diesen Zeiträumen
überschreiten die Korrelationskoeffizienten dabei jeweils deutlich das 99,9%-
Signifikanzniveau.
Die Ursache des überwiegend negativen Zusammenhangs zwischen δ 18 O-Werten der
Jahrringzellulose und dem Niederschlagssignal liegt vermutlich in der verstärkten
Mobilisierung von isotopisch leichteren Speicherstoffen aus dem Vorjahr. Wie bereits in
Kapitel 3 erläutert, sind die Sauerstoff-Isotopenverhältnisse des Niederschlags oftmals positiv
mit der Temperatur korreliert. Dieser Sachverhalt zeigt sich jedoch bei den am Standort
beobachteten Zusammenhängen zwischen Temperatur und δ 18 O nicht. Hier wird stattdessen
117

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
unter Umständen verstärkt das während der Regenzeit aufgenommene, isotopisch „leichtere“
16
O in Speicherstoffe umgewandelt, die dann zu Beginn der nächsten Vegetationsperiode zur
Bildung des Frühholzes genutzt werden. Ist das Angebot an Niederschlagswasser also hoch,
so werden möglicherweise parallel zum Jahrringwachstum Reservestoffe in Form von
Kohlenhydraten angelegt 24 . Diese können dann im Frühjahr mit dem Beginn der Assimilation
verstärkt mobilisiert werden, um möglicherweise durch Trockenstress verursachte
Mangelperioden auszugleichen. Da die Jahrringe von Wacholdern zu 90% aus Frühholzzellen
bestehen, kommt es bei der Analyse des Gesamtrings daher unter Umständen dazu, dass das
Signal des Vorjahres dominant wird. Dies wird für die δ 18 O-Werte am Standort Reting
zusätzlich durch eine hohe Autokorrelation (AC1) von 0,59 bestätigt.
118
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
Korrelationen δ 18 O NS/Temp. (MW
Lhasa/Nagqu)
Temperatur
Niederschlag
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Reting Wacholder δ 18 O
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
n=50 0,8
0,7
0,6
0,5
** 0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Korrelationen δ 18 O PET (Lhasa)
PET
Reting Wacholder δ 18 O
n=43 0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Abbildung 36: Ergebnisse der Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den einzelnen δ 18 O-Werten und den
Klimaparametern Niederschlag und Temperatur des Mittelwerts der Stationen Lhasa und Nagqu (linke Spalte)
sowie den PET-Werten der Station Lhasa (rechte Spalte) für die Wacholder am Standort Reting (VJ=Vorjahr).
Die gestrichelten Linien geben die einzelnen Signifikanzniveaus mit 95%, 99% und 99,9% an.
Setzt man die PET (berechnet anhand der Daten des Standortes Lhasa) und die δ 18 O-
Variationen am Standort Reting zueinander in Beziehung, so ergeben sich sogar noch
signifikant höhere Korrelationen. Die besten Ergebnisse bei der Kalibration liefern hierbei der
August des Vorjahres (r=0,65) und der Juli der aktuellen Vegetationsperiode (r= 0,54). Die
Resultate der Korrelationsberechnungen zwischen δ 18 O und PET folgen damit eindeutig den
klimatischen Rahmenbedingungen am Standort. Während der monsunalen Regenzeit, in der
ein Großteil der Jahresniederschläge fällt sind sowohl das Wasserangebot aus Niederschlägen
als auch die Lufttemperatur so hoch, dass die Evapotranspiration ihr jährliches Maximum
24
Inwiefern sich hier möglicherweise eine genetische Anpassung an die Trockenheitsbedingungen am Standort
durchpaust, bleibt unklar.

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
erreicht. Demzufolge paust sich bei den Berechnungen mit der PET sowohl im August-
Vorjahressignal als auch im Juli-Signal des aktuellen Jahres das monsunale Signal deutlich
durch.
Standort Qamdo
In Abbildung 37 sind die Ergebnisse der Berechnungen für die Wacholder am Standort
Qamdo dargestellt. Auch hier fallen die hohen negativen Korrelationen mit den
Niederschlagsmengen am Standort auf, während die Reaktionen auf Temperaturbedingungen
zurücktreten. Im Gegensatz zum weiter westlich liegenden Standort Reting reagieren die
Variationen der δ 18 O-Isotope auf Kombinationen monatlicher Niederschlagsmittel des
aktuellen Jahres. So finden sich die höchsten Korrelationen für den Zeitraum der aktuellen
Vegetationsperiode (rMJJAS= -0,45) und der Hoch-sommermonate Juni bis August mit einem
Koeffizienten von r= -0,46. Für beide Perioden wird dabei das 99,9%-Signifikanzniveau
überschritten. Der starke negative Zusammenhang der δ 18 O-Werte zu den
Niederschlagssummen am Standort muss demnach in engem Zusammenhang mit den
erhöhten Niederschlägen während des Sommermonsuns gesehen werden. Während der
Regenzeit ist hierbei das Angebot an isotopisch leichterem Wasser in den
wasserdampfgesättigten Luftmassen sehr hoch. Beim meist konvektiv stattfindenden
Ausregnen wird dabei das Verhältnis zwischen 16 O und 18 O weiter zugunsten des leichteren
Isotops verschoben (der sog. „Mengeneffekt“).
Wie eingangs erwähnt, zeichnen sich sämtliche Standorte durch eine starke Hangneigung und
Böden mit überwiegend geringer Wasserspeicherkapazität aus. Die δ 18 O-Werte des
Niederschlags sollten sich daher direkt zum Zeitpunkt der Niederschläge als Signal in der
Jahrringzellulose einlagern. Je mehr Wasser mit niedrigeren Isotopenwerten vorhanden ist,
desto mehr davon kann über die Wurzeln aufgenommen und, modifiziert durch die
Blattwasseranreicherung, schließlich in den Jahrring eingebaut werden.
Die zusätzlichen Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen δ 18 O und den Werten der PET
zeigen bis auf den April durchgängig positive Reaktionen (Abbildung 37). Das 99,9%-
Signifikanzniveau überschreitet dabei jedoch nur der Korrelationskoeffizient zwischen δ 18 O
und dem Wert der PET im August mit einem Wert von r= 0,52. Damit scheint sich der
Einfluss der Evaporationsbedingungen während des Spätsommers deutlich im δ 18 O-Signal der
Wacholder am Standort Qamdo durchzupausen. So folgen auch an diesem Standort die
Ergebnisse der Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen δ 18 O und PET deutlich den
lokalklimatischen Rahmenbedingungen, die die Monsunzirkulation durch die
wasserdampfgesättigte Luft liefert.
119

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
120
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
Korrelationen δ 18 O NS/Temp. (Qamdo) Korrelationen δ 18 O PET (Qamdo)
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Temperatur
Niederschlag
Qamdo Wacholder δ 18 O
n=53 0,6
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
PET
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Qamdo Wacholder δ 18 O
n=43
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Abbildung 37: Ergebnisse der Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den δ 18 O-Werten und den
Klimaparametern Niederschlag und Temperatur der Station Qamdo (linke Spalte) sowie den PET-Werten der
Station Qamdo (rechte Spalte) für die Wacholder am Standort Qamdo (VJ=Vorjahr). Die gestrichelten Linien
geben die einzelnen Signifikanzniveaus mit 95%, 99% und 99,9% an.
Für die Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen den δ 18 O-Variationen der Fichte und den
Klimadatensätzen zeigen sich analog zu den Ergebnissen bei den Wacholdern sehr ähnliche
Muster bei den Werteniveaus (Abbildung 38). Höchste Korrelationen zeigen sich hier für die
Niederschlagssummen des Monats Juli und verschiedene Monatskombinationen. Dabei sind
die Reaktionen des δ 18 O auf die Niederschläge der Zeitperioden Mai bis Juli (r= -0,59) sowie
der Hochsommermonate Juni/Juli am höchsten (r= -0,56). Damit überschreiten die
Korrelations-koeffizienten deutlich das 99,9%-Signifikanzniveau. Wie bei den Berechnungen
für die Wacholder zeigt sich auch hier deutlich der Mengeneffekt der monsunalen
Sommerniederschläge in den δ 18 O-Werten der Fichtenjahrringe. Auch die Klima-Jahrring-
Beziehungen zwischen dem δ 18 O der Fichten und der PET zeigen signifikante Ähnlichkeiten
zu den Ergebnissen bei den Wacholdern. Auch hier sind - bis auf den April - durchgehend
positive Reaktionen zwischen Sauerstoffisotopenwerten und Evapotranspirations-
Verhältnissen am Standort festzustellen. Dabei wird das 99,9%-Niveau der Signifikanz für
den Monat August mit einem Wert von r= 0,57 auf sehr hohem Niveau überschritten.
Darüber hinaus zeigt sich beim Vergleich beider Baumarten sowohl beim standortsinternen
als auch artübergreifenden δ 18 O-Vergleich analog zu den Untersuchungen der δ 13 C-
Variationen für die Fichten eine höhere Sensitivität. Interessant ist jedoch, dass sich trotz der
abweichenden Expositionen sowohl für die δ 18 O-Werte der Fichten als auch der Wacholder
eine gemeinsame Reaktion auf diverse Niederschlagsmittel abzeichnet. Diese manifestiert
sich in auffallend gleich laufenden Tendenzen hinsichtlich Höhe und Reaktion der
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Korrelationskoeffizienten für bestimmte Monate und Monatsmittel. Auch für die PET und das
δ 18 O zeigen sich bei der Analyse der Klima-Jahrring-Beziehungen beider Baumarten deutlich
übereinstimmende Reaktionen. Hier erhöhen sich bei den Fichten lediglich in geringem
Umfang die einzelnen Werteniveaus der Monate und Monatsmittel.
Es zeigen sich zusammenfassend für den Vergleich der Reaktion beider Baumarten damit
unabhängig von der Exposition hoch signifikante Zusammenhänge zwischen der Fixierung
der δ 18 O-Werte in der Jahrringzellulose und den Niederschlags- sowie
Evaporationsbedingungen am Standort. Diese Ergebnisse bestätigen damit zusätzlich die
ohnehin schon hohen Korrelationskoeffizienten, die beim direkten artenübergreifenden
Vergleich der δ 18 O-Rohwert-Zeitreihen am Standort Qamdo festgestellt wurden (s. Abbildung
27). Die Reaktionen beider Baumarten folgen damit offenbar einem gleichen, übergeordneten
klimatischen Signal am Untersuchungsort.
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
Korrelationen δ 18 O NS/Temp. (Qamdo) Korrelationen δ 18 O PET (Qamdo)
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Temperatur
Niederschlag
Qamdo Fichte δ 18 O
n=53 0,6
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
PET
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Qamdo Fichte δ 18 O
n=43 0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Abbildung 38: Ergebnisse der Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den δ 18 O-Werten und den
Klimaparametern Niederschlag und Temperatur der Station Qamdo (linke Spalte) sowie den PET-Werten der
Station Qamdo (rechte Spalte) für die Fichten am Standort Qamdo (VJ=Vorjahr). Die gestrichelten Linien geben
die einzelnen Signifikanzniveaus mit 95%, 99% und 99,9% an.
Standort Haize Shan
Für den Standort Haize Shan erfolgen die Berechnungen der Klima-Jahrring-Beziehungen
zwischen δ 18 O sowie Niederschlag und Temperatur am Mittelwert der Stationen Batang und
Litang (Abbildung 39). Vergleicht man direkt die Ergebnisse von δ 13 C- und δ 18 O-Werten der
Jahrringzellulose, so scheinen auch hier die Sauerstoffisotope ein deutlich höheres Potential
zur Speicherung von Klimainformationen zu besitzen. Für die Berechnungen mit den
Temperaturmitteln ergibt sich jedoch einzig für die Werte im April ein negativer
121

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Korrelationskoeffizient von r= -0,42, der das 99%-Signifikanzniveau überschreitet. Hohe
Temperaturen in der Vormonsun-Periode haben demzufolge einen niedrigen δ 18 O-Wert im
Jahrring zur Folge. Für die Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen δ 18 O und den
Niederschlagsmitteln sind ebenfalls überwiegend negative Koeffizienten charakteristisch.
Die höchsten Werte erreichen dabei die Vergleiche zwischen dem Niederschlag im Juni (r= -
0,42) und der Hochsommerperiode (rJuni-August= -0,41). Auch hier wird das 99%-Niveau für
beide Zusammenhänge deutlich überschritten. Die Niederschläge während der
Sommermonate verursachen folglich insgesamt niedrigere δ 18 O-Werte in der
Jahrringzellulose und geben somit einen direkten Hinweis auf die verstärkten Niederschläge
während des Sommermonsuns und unterliegen damit dem Mengeneffekt.
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
122
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
Korrelationen δ 18 O NS/Temp. (MW
Batang/Litang)
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Temperatur
Niederschlag
HaizeShan Wacholder δ 18 O
n=48
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Korrelationen δ 18 O PET (Batang)
PET
Haize Shan Wacholder δ 18 O
n=35 0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Abbildung 39: Ergebnisse der Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den δ 18 O-Werten und den
Klimaparametern Niederschlag und Temperatur des Mittelwertes der Stationen Batang und Litang (linke Spalte)
sowie den PET-Werten der Station Batang (rechte Spalte) für die Wacholder am Standort Haize Shan
(VJ=Vorjahr). Die gestrichelten Linien geben die einzelnen Signifikanzniveaus mit 95%, 99% und 99,9% an.
Die Berechnungen zwischen δ 18 O und der PET beruhen auf den Daten der Station Batang und
sind in Abbildung 39 in der rechten Spalte dargestellt. Den höchsten Wert erreicht hier der
Vergleich mit den Evapotransirations-Bedingungen des Monats Juni mit einem Koeffizienten
von r= 0,48. Insgesamt zeigen sich auch an diesem Standort positive Reaktionen zwischen
dem δ 18 O im Jahrring und der PET. Auffallend ist jedoch, dass sich der bereits für den
vorherigen Standort feststellbare, deutliche Rückgang des Klimasignals in den δ 18 O-
Variationen mit zunehmendem Einfluss des Monsuns noch weiter verstärkt. Dies folgt der
Annahme, dass bei zunehmenden Einfluss starker Niederschläge (hier: der Effekt des
Sommermonsuns in der Vegetationsperiode) auch die Umgebungstemperatur der Atmosphäre

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
und damit die Verdunstung abnehmen (BENDIX 2005). Eine direkte Aufzeichnung des
Klimasignals über die relative Luftfeuchte in den Jahrring - modifiziert durch die
Blattwasseranreicherung - wird dadurch weitestgehend zurückgedrängt.
Die im Vergleich zu den anderen Standorten insgesamt geringere klimatische Signalstärke bei
allen untersuchten Klimaparametern legt die Vermutung nahe, dass sich dieser kühl-humide
Standort trotz seiner Höhenlage wohl nur bedingt für eine mögliche Klimarekonstruktion auf
der Basis stabiler Isotope eignet. Die in den Isotopen implementierten Klima-Signale werden
offenbar nur unzureichend von den zur Verfügung stehenden Klimaparametern Niederschlag,
Temperatur und PET wiedergegeben. Auffallend im direkten Vergleich mit den anderen,
weiter westlich liegenden Wacholderstandorten ist, dass die Korrelationsberechnungen mit
den Niederschlägen für die Bedingungen des Vorjahres weitestgehend keine signifikanten
Reaktionen zeigen. Offenbar wird durch eine konstant gute Feuchtigkeitsversorgung am
Standort die Bildung größerer Mengen an Reservestoffen und damit eine nachweisbare
Korrelation zum Vorjahr weitestgehend zurückgestellt.
Zusammenfassung
Zusammenfassend lassen sich die Ergebnisse der Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen den
δ 18 O-Variationen und den Monatsmitteln der drei untersuchten Klimaparameter an den
ökologisch differierenden Standorten folgendermaßen darstellen:
� Höchste Korrelationen bei den Sauerstoffisotopen finden sich an allen Standorten und
für beide untersuchte Baumarten für verschiedene Niederschlagsmittel des Vorjahres
und des aktuellen Jahres. Dabei zeigen sich jedoch für die standortsökologisch
deutlich differierenden Untersuchungsflächen abweichende Reaktionen auf den
Zeitpunkt der Niederschläge. Während bei den Korrelationen mit den Wacholdern am
Standort Reting die höchsten Koeffizienten für verschiedene Mittel des
Vorjahressommers erreicht werden, reagieren die beiden anderen Wacholderstandorte
Qamdo und Haize Shan im Gegensatz dazu auf Monatsmittel der aktuellen
Vegetationsperiode. Damit scheint bei trocken-warmen Standortbedingungen ein
Speichereffekt bei der δ 18 O-Fixierung nachweislich aufzutreten, der das
Niederschlagssignal mit einer zeitlichen Verzögerung in den Jahrring einbaut.
� Hinsichtlich der standortsinternen Niederschlagsbedingungen zeigen sich überwiegend
einheitliche, negative Korrelationskoeffizienten mit den δ 18 O-Werten. Diese
Reaktionen sind sowohl standortübergreifend als auch baumartübergreifend
festzustellen und fallen dabei durchweg höher aus als die vergleichbaren Maxima bei
123

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
124
den Klima-Jahrring-Berechnungen mit den δ 13 C-Werten. Ein Durchpausen der
jeweiligen Niederschlagsbedingungen auf die δ 18 O-Werte im Jahrring wird somit
bestätigt. Die Vorauswahl geeigneter Untersuchungsstandorte in Hochlagen und
Standortcharakteristika, die den Einfluss von Grund- und Stauwasser ausschließen wie
z.B. starke Hangneigung sowie durchlässiges Substrat bestätigen sich. Diese
Voraussetzungen spielen für die Signifikanzen der Korrelationskoeffizienten und
damit die Eignung der Standorte zur Rekonstruktion von Paläoklimabedingungen
folglich die übergeordnete Rolle.
� Mit zunehmendem Einfluss und Intensität des Sommermonsuns und damit besserer
Feuchteversorgung an den Standorten verringern sich nach Osten hin die z.T. sehr
hohen Korrelationen zu den Niederschlagsbedingungen im Vorjahr. Möglicherweise
paust sich hier eine unterschiedliche genetische Anpassung der Bäume an potentielle
Stress-Situationen während der Vegetationsperioden durch. So finden sich am
Standort Reting noch z.T. hohe Korrelationen mit verschiedenen Vorjahresmitteln des
Niederschlags, während am weitest östlich gelegenen Standort Haize Shan so gut wie
keine Korrelationen zwischen den δ 18 O-Werten und den Vorjahresmitteln mehr
auftreten.
� Deutlich uneinheitlicher zeigen sich die Reaktionen des δ 18 O auf die
Temperaturbedingungen an den Standorten. Prägnante, standortsbezogene
Abstufungen bzw. gemeinsame Reaktionen wie sie für die Niederschlagsbedingungen
verfolgbar sind, sind hier nicht verfolgbar. Vielmehr zeigen sich hier überwiegend
standortsinterne Reaktionen auf das örtliche Temperatursignal, die in keinem Fall das
99,9%-Signifikanzniveau überschreiten.
� Die Berechnungen zwischen δ 18 O und PET zeigen hingegen überwiegend positive
Klima-Jahrring-Beziehungen. Beste Korrelationen werden hier an allen Standorten für
verschiedene sommerliche Einzelmonate und Monatsmittel des aktuellen Jahres
erzielt. Damit zeichnen die Ergebnisse die Transpirationsbedingungen zum Zeitpunkt
der monsunalen Niederschläge während der Sommermonate markant nach. Der
Standort Reting reagiert zusätzlich noch deutlich auf die Verdunstungsbedingungen
des Vorjahres. Damit zeigt sich auch bei der PET offensichtlich ein Speichereffekt der
δ 18 O-Werte aus dem Vorjahr.
� Zusätzlich geht bei den Berechnungen mit der PET die Signalstärke bzw. die
Übertragung des Klimasignals in den δ 18 O-Wert im Jahrring mit zunehmender
Feuchte verloren. Dies folgt der Annahme, dass der Einfluss der
Verdunstungsbedingungen auf die Öffnungsweite der Stomata und damit auf die

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Blattwassertranspiration mit der Zunahme der Niederschläge abnehmen. Der
Überblick über die standortsinternen Reaktionen des δ 18 O auf die PET zeichnet damit
ebenfalls den hydrologischen Gradienten von trockenen zu feuchten
Standortbedingungen nach.
Auch für die annuell aufgelösten Sauerstoffisotopenzeitreihen aus Jahrringzellulose
subalpiner Bäume wird die generelle Eignung als guter Paläoklimaproxy bestätigt. Die
erreichten Maximalwerte der Klima-Jahrring-Berechnungen mit den Klimaparametern
Niederschlag, Temperatur und PET überschreiten markant die Resultate der Berechnungen
mit den Kohlenstoffisotopen. Damit wird deutlich, dass die Sauerstoffisotope an den
untersuchten Standorten im Gegensatz zu den Kohlenstoffisotopen offensichtlich ein viel
höheres Potential zur Speicherung klimarelevanter Informationen besitzen. So reagieren
insbesondere die Bäume an den Standorten Reting und Qamdo sehr sensitiv auf die
Niederschlagsbedingungen während der monsunalen Regenzeit. Die erreichten
Korrelationskoeffizienten überschreiten die in der Paläoklimaforschung für
Rekonstruktionsrechnungen gängigen Werte dabei zum Teil weit. Damit unterstreichen die im
Rahmen dieser Arbeit erfolgten Analysen eindrucksvoll das Potential von Dendroisotopen in
der Klimaforschung.
5.6.3 Jahrringbreiten (JRB) und Klimamessdaten
Zusätzlich zu den Erläuterungen der Berechnung der Klima-Jahrring-Beziehungen mit den
analysierten Isotopenzeitreihen sollen Ergebnisse von Analysen mit den
Jahrringbreitenchronologien von BRÄUNING (1999a 1999b, 2001) ebenfalls dargestellt
werden. Die Vorgehensweise bei den Berechnungen bleibt dabei gleich. Neben den Werten
der Einzelmonate werden auch hier die Jahrringbreiten und die Klimamessdaten
verschiedener Monatsmittel von Niederschlag, Temperatur und PET zueinander in Beziehung
gesetzt. Die vier standortbezogenen Datensätze der Jahrringbreitenchronologien wurden nach
den in Kapitel 4 dargestellten Methoden und Vorgehensweisen im Programm ARSTAN
berechnet. Für die Berechnungen der Beziehungen zwischen Jahrringbreiten und Klimadaten
wurden schließlich die indexierten Standard-Chronologien aus ARSTAN verwendet.
Aufgrund der abweichenden statistischen Behandlung der Jahrringbreiten-Datensätze und den
seit damals um acht Jahre verlängerten Aufzeichnungen der Klimaparameter Niederschlag
sowie Temperatur sind die Ergebnisse zu den von BRÄUNING (1994, 1999a, 1999b, 2001)
veröffentlichten Ergebnissen z.T. differierend 25 . Da es sich im Rahmen dieser Arbeit in erster
25 Zu Erläuterungen hierzu wird an dieser Stelle auf die Arbeiten von BRÄUNING (u.a. 1999a, 2001)
verwiesen, die sämtliche relevanten Ergebnisse ausführlich erläutern.
125

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Linie um eine isotopenphysikalische Analyse handelt, erfolgt die Untersuchung der Klima-
Jahrring-Beziehungen zwischen JRB und Klimadaten weniger ausführlich. Für vertiefte
Einblicke in die Vorgehensweisen und die Ergebnisse hierzu muss daher auf die
verschiedenen Arbeiten des oben genannten Autors verwiesen werden. Dennoch ergibt sich
gerade im Kontext dieser Arbeit die Möglichkeit, ökologische und klimatologische
Reaktionen der drei Jahrringparameter δ 13 C, δ 18 O und Jahrringbreite (JRB) auf die
untersuchten Klimaparameter direkt miteinander zu vergleichen und darzustellen. Im
Folgenden sollen nun für die einzelnen Standorte die Reaktionen der Jahrringbreiten-Indizes
auf die Klimaparameter Niederschlag, Temperatur und die PET dargestellt werden.
Standort Reting
Betrachtet man die Ergebnisse der Klima-Jahrring-Beziehungen mit den Klimaparametern
Niederschlag und Temperatur (zusammengefasst als regionales Mittel der Stationen Lhasa
und Nagqu) so fällt auf, dass die JRB am Standort Reting bei beiden Klimafaktoren besonders
sensitiv auf das Vorjahr reagiert. Hier finden sich, vor allem für die verschiedenen
zusammengefassten Monatsmittel des Vorjahres, die höchsten Korrelationskoeffizienten. Die
festgestellten hohen Vorjahres-Korrelationen bei den Wacholdern folgen damit beispielhaft
den Resultaten anderer Arbeiten mit Wacholder-Jahrringbreiten aus den Regionen Karakorum
und Himalaja (ESPER 2000, BRÄUNING 1999, 2001, TREYDTE 2002). Insbesondere bei den
Wacholdern mit ihrem hohen Frühholzanteil am Gesamtjahrring scheint dieses Phänomen ein
prägnantes Charakteristikum zu sein, das hier regional übergreifend festgestellt werden kann.
Bei der Betrachtung der Klima-Jahrring-Beziehungen mit den Messwerten von Temperatur
und Niederschlag zeigt sich für das Korrelationsdiagramm ein sehr undifferenziertes Bild
(Abbildung 40). So ergibt sich bei den Berechnungen mit der Temperatur z.B. nur für den
Vorjahres-Frühsommer von April bis Juni (VJ AMJ) nur ein einziger höchst signifikanter
Zusammenhang mit r= 0,46, der das 99,9%-Signifikanzniveau knapp überschreitet. Noch
deutlicher zeigt sich die Sensitivität des jährlichen Baumzuwachses an diesem Standort auf
verschiedene monatliche Niederschlagsmittel anhand überwiegend positiver Korrelationen.
Hier zeigen die Analysen mit den Niederschlagsdaten während der Vegetationsperiode des
Vorjahres von Mai bis September (rVJ-MJJAS= 0,51), der Hoch-sommerperiode des Vorjahres
von Juli bis September (rVJ-JJAS= 0,46) sowie den Niederschlagssummen des Monats Mai im
aktuellen Jahr (rMai= 0,51) die besten Resultate. Bei allen drei angegebenen Werten wird dabei
das 99,9%-Signifikanzniveau deutlich überschritten.
Zusammenfassend lässt sich damit sagen, dass große Zuwächse bei den Ringbreiten hier mit
hohen Niederschlägen im Frühsommer (Mai) sowie zu den angegebenen Perioden des
126

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Vorjahres korrelieren. Die Sensitivität des Standortes auf Niederschläge bzw. gegenüber
Trockenstress wird durch diese Ergebnisse unterstrichen. Wahrscheinlich paust sich auch bei
diesem Jahrringparameter -analog zu den Ergebnissen bei den Sauerstoffisotopen- ein
zusätzlicher Speichereffekt aus dem Vorjahr in den Jahrringbreiten durch.
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
Korrelationen JRB vs. NS/Temp. (MW
Lhasa/Nagqu)
Temperatur
Niederschlag
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Reting Wacholder JRB
n=50 0,6
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
Korrelationen JRB vs. PET (Lhasa)
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Reting Wacholder JRB
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
Abbildung 40: Ergebnisse der Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den JRB-Indizes und den
Klimaparametern Niederschlag und Temperatur des Mittelwertes der Stationen Lhasa und Nagqu (linke Spalte)
sowie den PET-Werten der Station Lhasa (rechte Spalte) für die Wacholder am Standort Reting (VJ=Vorjahr).
Die gestrichelten Linien geben die einzelnen Signifikanzniveaus mit 95%, 99% und 99,9% an.
Deutlich einheitlicher präsentieren sich die Ergebnisse der Berechnungen zwischen JRB und
der PET der Station Lhasa (Abbildung 40, rechte Spalte). Bis auf wenige Ausnahmen sind
hier durchweg negative Korrelationskoeffizienten festzustellen, die sowohl bei Einzelmonaten
des aktuellen, als auch bei Einzelmonaten des Vorjahres auftreten. Dabei überschreitet jedoch
keiner der Werte das 99,9%-Signifikanzniveau. Die höchsten Korrelationskoeffizienten
finden sich beim Vergleich mit der PET für den Juli des Vorjahres (r= -0,46) sowie den April
des aktuellen Jahres (r= -0,47). Auffallend ist, dass im Gegensatz zu den anderen
Klimamesswerten sämtliche Berechnungen mit den verschiedenen Monatsmitteln hier
deutlich schlechtere Ergebnisse ergeben. Die Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen der JRB
und der PET scheinen damit bei monatlicher Betrachtung signifikant bessere Ergebnisse zu
liefern.
PET
n=43
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
127

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Standort Qamdo
Im direkten Vergleich zu den bereits publizierten Jahrringbreiten-Datensätzen des Standorts
Qamdo von BRÄUNING (1994; 1999a, 1999b; 2001; 2003) sind bei den Berechnungen der
Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen den JRB-Indizes (sowohl Wacholder als auch Fichten)
und den Klimaparametern Niederschlag und Temperatur z.T. abweichende Ergebnisse
festzustellen. Diese lassen sich jedoch zum einen durch die inzwischen um annähernd acht
Jahre verlängerten Klimadatensätze und zum anderen durch die im direkten Vergleich
veränderte, konservative Behandlung der JRB-Datensätze bei der Indexierung sowie
Standardisierung erklären. Abbildung 41 zeigt die Ergebnisse der Klima-Jahrring-
Beziehungen zwischen den Wacholder-JRB und den drei untersuchten Klimaparametern am
Standort Qamdo. Auf den ersten Blick fällt die durchgehend geringe Signalstärke sowohl bei
den Korrelationskoeffizienten des Niederschlags, der Temperatur als auch bei der PET auf. Es
ist dabei festzustellen, dass kein Monatsmittel das 99%-Signifikanzniveau überschreitet.
Allgemein ist damit eine deutlich schwächere und sehr uneinheitliche Reaktion des
Jahrringbreitenwachstums auf Temperatur und Niederschlag zu verzeichnen, als dies am
Standort Reting der Fall ist.
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
128
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
Korrelationen Wacholder-JRB NS/Temp.
(Qamdo)
Qamdo Wacholder JRB
Temperatur
Niederschlag
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
n=53
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
Korrelationen Wacholder-JRB PET (Qamdo)
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Qamdo Wacholder JRB
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Abbildung 41: Ergebnisse der Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den JRB-Indizes und den
Klimaparametern Niederschlag und Temperatur der Station Qamdo (linke Spalte) sowie den PET-Werten der
Station Qamdo (rechte Spalte) für die Wacholder am Standort Qamdo (VJ=Vorjahr). Die gestrichelten Linien
geben die einzelnen Signifikanzniveaus mit 95%, 99% und 99,9% an.
Offenbar zeigt sich hier wiederum die mangelnde Übertragbarkeit der in Tallagen gemessenen
Klimawerte auf die Jahrringbreitenindizes der Wacholderstandorte. Als höchste Korrelationen
finden sich bei den JRB der Wacholderfür den Niederschlag im August (rAugust= -0,30) sowie
PET
n=43
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
für die PET im August des aktuellen Jahres (rAugust= 0,35), die beide jeweils das 95%-
Signifikanzniveau überschreiten. Die Reaktion des Jahrringbreitenwachstums auf die
Temperatur weist dagegen nur sehr geringe Werte auf.
Ein völlig anderes Bild zeigen die Korrelationsdiagramme zwischen den
Jahrringbreitenindizes der Fichten und den drei analysierten Klimaparametern in Abbildung
42. So reagieren die jährlichen Jahrringzuwächse bei den Berechnungen mit den Temperaturals
auch mit den Niederschlagsmitteln deutlich sensitiver als die Indizes der Wacholder-
Jahrringbreiten. Jedoch überschreiten auch die Klima-Jahrringbreiten-Beziehungen bei den
Fichten im Vergleich mit den Temperatur- als auch den Niederschlagsmessdaten in keinem
Fall das 99,9%-Signifikanzniveau. Im Gegensatz zu den Wacholdern zeigt sich hier jedoch,
dass die Zuwächse bei den Fichten viel deutlicher auf die Temperaturbedingungen am
Standort reagieren. Bei den Berechnungen mit der PET ergeben sich für die Fichten-JRB fast
durchgehend positive Korrelationen. Der höchste erreichte Wert zeigt sich dabei für die
Berechnungen mit der PET des Gesamtjahres (r= 0,62). Dabei wird das 99,9%-
Signifikanzniveau weit überschritten. Der Vergleich mit den anderen Monatsmitteln weist
dagegen Korrelationskoeffizienten auf, die z.T. deutlich darunter liegen. Diese sind aber bis
auf eine Ausnahme alle positiv zum Jahrringwachstum des aktuellen und vorherigen Jahres
korreliert.
Korrelationen Fichten-JRB NS/Temp. (Qamdo) Korrelationen Fichten-JRB PET (Qamdo)
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
Temperatur
Niederschlag
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Qamdo Fichte JRB
n=53
Jahr
hydrol. Jahr
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
VJNov-Jan
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Qamdo Fichte JRB
n=43
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Abbildung 42: Ergebnisse der Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den JRB-Indizes und den
Klimaparametern Niederschlag und Temperatur der Station Qamdo (linke Spalte) sowie den PET-Werten der
Station Qamdo (rechte Spalte) für die Fichten am Standort Qamdo (VJ=Vorjahr). Die gestrichelten Linien geben
die einzelnen Signifikanzniveaus mit 95%, 99% und 99,9% an.
Zusammenfassend sind sowohl für die Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen den JRB-
Indizes der Wacholder als auch für die JRB-Indizes der Fichten mehrere Charakteristika
PET
0,8
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
-0,7
-0,8
129

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
festzustellen. So reagieren beide Baumarten bei den Berechnungen zur Analyse der Klima-
Jahrringparameter-beziehungen sehr unterschiedlich auf die zur Verfügung stehenden
Messwerte der Standardparameter Temperatur und Niederschlag der Klimastation Qamdo.
Vergleichbar zu den Ergebnissen bei den Isotopenchronologien weisen auch die Reaktionen
der Ringbreiten des Fichtenstandorts eine signifikant höhere Sensitivität gegenüber den
gemessenen Klimaparametern auf. Für die JRB-Indizes der Wacholderbäume finden sich
dagegen nur sehr schwache Reaktionen auf die gemessenen Klimaparameter. Dies verwundert
insofern, da beide Untersuchungsfläche innerhalb eines Hangbereichs nah beieinander liegen
und davon ausgegangen werden kann, dass an beiden Standorten die Wuchsbedingungen
während der Vegetationsperiode annähernd gleich sein sollten. So wird ein eigentlich zu
erwartendes, gemeinsames Signal in den Ringbreiten beider Baumarten offenbar durch
Unterschiede in den jeweiligen Spätholzanteilen oder durch die abwechselnde Exposition
hervorgerufen.
Standort Haize Shan
Am Standort Haize Shan weisen die Ergebnisse der Korrelationen zwischen den JRB und den
verschiedenen Klimaparametern im Vergleich zu den anderen Untersuchungsflächen keine
einheitlichen Tendenzen auf. Hochsignifikante Korrelationen finden sich hier nur zu den
Temperaturen des Vorjahres-Winters (rVJDez= 0,41), während die Reaktionen auf die
Niederschlags-bedingungen in keinem Fall das 99%-Signifikanzniveau überschreiten
(Abbildung 43, linke Spalte). Sie folgen damit weitestgehend den Resultaten, die schon
anhand der Klima-Jahrring-Beziehungen mit den Isotopen festgestellt werden konnten.
Offenbar zeigt sich hier insgesamt eine deutlich geringe Sensitivität aller drei untersuchten
Jahrringparameter auf die analysierten Klimagrößen Niederschlag und Temperatur. Die
anscheinend nur bedingte Eignung des Standortes zur Rekonstruktion von Paläoklima bzw.
Paläoumweltbedingungen wird anhand dieser Resultate erneut unterstrichen.
Die Resultate der Klima-Jahrring-Berechnungen mit der PET zeigen ebenfalls direkte
Parallelitäten zu den Ergebnissen der Klima-Jahrring-Beziehungen bei den Kohlenstoff- und
Sauerstoffisotopen (Abbildung 43, rechte Spalte). Die Reaktionen auf die verschiedenen
Monatsmittel zeigen ein sehr uneinheitliches Bild. Markante positive oder negative
Korrelationskoeffizienten, die Hinweise auf eine saisonale Sensitivität geben könnten, fehlen.
Die bereits in Kapitel 3 geschilderte, offenbar ganzjährig gute Wasserversorgung dieses
Standortes paust sich folglich in den Reaktionen der Jahrringbreiten voll durch.
130

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
Korrelationen JRB NS/Temp. (Batang/Litang) Korrelationen JRB PET (Batang)
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Temperatur
Niederschlag
HaizeShan Wacholder JRB
n=48
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
PET
VJ J
VJ A
VJ S
VJ O
VJ N
VJ D
JFMAMJJASOND
Haize Shan Wacholder JRB
n=35
Jahr
hydrol. Jahr
MAM
AMJ
MJJ
JJAS
MJJAS
JJ
JJA
AS
VJ AMJ
VJ MJJ
VJ JJA
VJ JJ
VJ JJAS
VJ MJJAS
VJ AS
Abbildung 43: Ergebnisse der Klima-Jahrring-Berechnungen zwischen den JRB-Indizes und den
Klimaparametern Niederschlag und Temperatur des Mittelwerts der Stationen Batang und Litang (linke Spalte)
sowie den PET-Werten der Station Batang (rechte Spalte) für die Wacholder am Standort Haize Shan
(VJ=Vorjahr). Die gestrichelten Linien geben die einzelnen Signifikanzniveaus mit 95%, 99% und 99,9% an.
Zusammenfassung
Zusammenfassend lassen sich die Ergebnisse der Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen den
Jahrringbreiten-Variationen und den Monatsmitteln der drei untersuchten Klimaparameter
an den vier Untersuchungsflächen folgendermaßen darstellen:
� Im Gegensatz zu den Isotopenzeitreihen sind für die Jahrringbreiten
standortübergreifend keine einheitlichen Reaktionen auf einen Klimaparameter
festzustellen. Vielmehr zeichnen sich alle Standorte durch jeweils standortsspezifische
Reaktionen aus. Mit Ausnahme des Standortes Reting sind die Korrelationen mit den
Temperaturbedingungen am Standort signifikant höher, als mit den jeweiligen
Niederschlagsbedingungen. Eine deutliche erkennbare Differenzierung bzw.
Abstufung der Reaktionen auf die verschiedenen ökologischen Standortsbedingungen
ist im Gegensatz zu den Klima-Isotopen-Beziehungen nicht direkt erkennbar.
� Die Ergebnisse der Korrelationsberechnungen zwischen Jahrringbreiten-Indizes und
den vorliegenden Klimaparametern unterstreichen die im direkten Vergleich höhere
klimatische Sensitivität des Wacholderstandortes bei Reting. Höchst signifikante
Reaktionen bei allen drei untersuchten Klimaparametern bestätigen die gute Eignung
dieses Standortes zur Rekonstruktion des Paläoklimas. Die Lage an der westlichen
Verbreitungsgrenze der Baumvegetation auf dem Tibetischen Hochland wirkt sich
damit eindeutig auf die guten Ergebnisse aus.
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,0
-0,1
-0,2
-0,3
-0,4
-0,5
-0,6
131

5 Ergebnisse
___________________________________________________________________________
132
� Auch innerhalb eines Standortes und baumartübergreifend sind die Reaktionen der
Jahrringbreiten auf die untersuchten Klimaparameter Niederschlag, Temperatur und
PET sehr uneinheitlich. So sind die untersuchten Klima-Jahrring-Beziehungen der
Fichtenchronologien deutlich stärker ausgeprägt, als bei den Wacholdern. Hier scheint
sich die nach SCHWEINGRUBER (1996) und FRITTS (1976) deutlich höher einzustufende
Sensitivität der Fichten gegenüber den Wachstumsbedingungen am Standort auf die
Resultate auszuwirken. Zusätzlich wirkt hier die Expositionsdifferenzierung
modifizierend auf die markant unterschiedlichen Ergebnisse ein.
� Auch die Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen Jahrringbreiten und PET sind für alle
untersuchten Standorte und Baumarten uneinheitlich. Während am Standort Reting
noch hoch signifikant negative Zusammenhänge zwischen der PET und dem
Jahrringbreitenwachstum zu verzeichnen sind, geht die Signalstärke nach Osten hin
markant zurück und kehrt sich dabei z.T. in den positiven Wertebereich um.
Auch die Ergebnisse der Klima-Jahrringbreiten-Beziehungen unterstreichen die bereits von
BRÄUNING (1999a 1999b, 2001, 2003) postulierte gute Verwendbarkeit dieses Parameters zur
Untersuchung paläoklimatischer als auch ökologischer Fragestellungen auf dem Tibetischen
Plateau. Hierbei zeigt sich, dass an der aktuellen, westlichen Trockengrenze der Wacholder
am Standort Reting die besten Ergebnisse erzielt werden. Die bei den untersuchten
Dendrosiotopen erreichten Maximalwerte der Korrelationskoeffizienten werden für die
Jahrringbreiten allerdings nicht erreicht. Hier scheinen sowohl Kohlenstoff- als auch
Sauerstoffisotope ein höheres Potential zur Speicherung von Klimainformationen zu besitzen.
Dies spiegelt sich nicht nur in der absoluten Signalstärke bei den Klima-Proxy-Beziehungen
wider. Zusätzlich bleiben im Vergleich zu den Jahrringbreiten die Signalstärken sowohl
zwischen den Baumarten als auch standortsübergreifend höher.

6 Diskussion
___________________________________________________________________________
6. Diskussion
Die standortsökologische Differenzierung der untersuchten Baumbestände nach Exposition,
Höhe und deren Anordnung entlang eines Niederschlagstransekts spielt für die Variationen
stabiler Isotope in Jahrringen eine übergeordnete Rolle. Diese Erkenntnis steht in engem
Zusammenhang mit bestehenden Theorien, nach denen von subalpinen Waldstandorten
aufgrund ihrer hohen Sensitivität gegenüber den steuernden Klimaelementen Temperatur und
Niederschlag die besten Klimasignale zu erwarten sind (SCHWEINGRUBER 1996, FRITTS
1976). Die vorliegende Arbeit bestätigt die bereits in jüngeren Arbeiten postulierte Aussage,
dass auch stabile Isotope aus Jahrringen waldgrenznaher Bäume säkulare Klimainformationen
speichern können (TREYDTE et al. 2006, MCCARROLL & LOADER 2004, TREYDTE 2003,
MCCARROLL & PAWELLEK 2001). Mit den Ergebnissen dieser Arbeit kann folglich
untermauert werden, dass nicht nur aus Jahrringbreiten- und maximalen
Spätholzdichtechronologien von Waldgrenzstandorten in hohem Maße klimatische
Informationen extrahiert werden können.
Die Diskussion der Befunde orientiert sich zum einen an den Problemen bei der Interpretation
von Langfristtrends, zum anderen an isotopenphysikalischen Befunden aus weiteren
Proxydatenquellen anderer Regionen. Da das Ziel von Arbeiten mit mehrhundertjährigen
Jahrringchronologien die Rekonstruktion niederfrequenter Klimaschwankungen hat, ist die
Unterscheidung von klimatischen und anthropogen induzierten Langfristtrends von
weitreichender Bedeutung. Aus diesem Grund sollen die säkularen Verläufe der Zeitreihen
diskutiert und dabei klimatische von anthropogen bedingten Trends unterschieden werden.
Zur Einordnung der eigenen Befunde in den raum-zeitlichen Kontext sind Vergleiche mit
anderen regionalen Isotopenzeitreihen hilfreich. Hierzu werden Jahrringisotopen-Daten
tausendjähriger δ 13 C- und δ 18 O-Zeitreihen aus dem Karakorum (TREYDTE 2003, TREYDTE et
al. 2006) mit den eigenen Resultaten verglichen und diskutiert. Für den Standort Reting bietet
sich darüber hinaus ein klimaarchiv-übergreifender Vergleich zwischen δ 18 O-Chronologien
aus Eisbohrkernen (THOMPSON et al. 2006; YAO et al. 2001) und Jahrringen an, der Hinweise
auf gemeinsame „klimatische Forcings“ geben kann.
6.1 Klimatische und anthropogen induzierte Langfristtrends
Die in der vorliegenden Arbeit erhobenen Isotopen-Datensätze aus Jahrringmaterial können
neben paläoklimatisch relevanten Informationen auch Trends und Verläufe speichern, die
nicht in Bezug zu vergangenen Klimabedingungen stehen und diese überprägen. Für
133

6 Diskussion
___________________________________________________________________________
paläoklimatische Fragestellungen ist jedoch gerade dieser Sachverhalt von entscheidender
Bedeutung. Ein Beispiel hierfür ist der in allen analysierten δ 13 C-Zeitreihen dieser Arbeit
generell festgestellte säkulare Trend der letzten ca. 200 Jahre (s. Abbildungen 12-20). Die
Kohlenstoffisotopen-Chronologien werden dabei nachweisbar durch anthropogene
Veränderungen im δ 13 C-Wert der Atmosphäre und des CO2-Partialdrucks überprägt. Damit
behindert dieser nichtklimatische Trend jedoch wesentlich weiterführende Kalibrationen mit
Klimadaten im gleichen Zeitraum. Diesen negativen Verlauf zeigen sowohl in Hochasien als
auch auf globaler Ebene eine große Anzahl publizierter δ 13 C-Isotopen-Zeitreihen (TREYDTE
2003, HELLE et al. 2001, TREYDTE 2001, FEBRUARY & STOCK 1999, ZIMMERMANN et al.
1997, FENG & EPSTEIN 1995, LEAVITT & LARA 1994, LIPP et al. 1991, EPSTEIN &
KRISHNAMURTY 1990, LEAVITT & LONG 1989). Allerdings scheint dieser Trend kein ubiquitär
auftretendes Phänomen zu sein, da in anderen Arbeiten ein solch starker Abfall der δ 13 C-
Werte wie bei den südost-tibetischen Bäumen nicht beobachtet werden kann (ANDERSON et
al. 1998, DUQUESNAY et al. 1998, ROBERTSON et al. 1997a, 1997b, FRANCEY 1981, TANS &
MOOK 1980, STUIVER 1978). Die assimilationsbedingte Sensitivität und Reaktion der Bäume
auf den ansteigenden CO2-Gehalt der Atmosphäre in den letzten beiden Jahrhunderten wird
jedoch in allen Arbeiten kritisch hinterfragt. Eine einheitliche Vorgehensweise bei der
Interpretation bzw. zur Behandlung solcher Zeitreihen fehlt dagegen noch weitgehend und
erschwert so überregionale Vergleiche zwischen den δ 13 C-Chronologien.
Es ist offensichtlich, dass δ 13 C-Rohwerte aufgrund des anthropogen induzierten
Langfristtrends ohne Vorbehandlung (durch sog. „de-trending“) nicht für weiterführende
Auswertungen geeignet sind. Aus diesem Grund wurde vor den Berechnungen der Klima-
Jahrring-Beziehungen standardmäßig die Korrektur mit den veränderten atmosphärischen
pCO2 und 13 CO2-Werten auf die δ 13 C-Kohlenstoffzeitreihen angewendet, über deren
Gültigkeit allgemeiner Konsens besteht. Um die generelle Anwendbarkeit weiterer
Korrekturmodelle von FENG & EPSTEIN (1995) sowie KÜRSCHNER (1996) zu testen, wurden
diese ebenfalls zur Kalibration herangezogen und deren Signalstärke miteinander verglichen.
Daraus resultierend konnten verschiedene Auffälligkeiten herausgearbeitet werden. So zeigen
die standortsinternen Vergleiche der Korrelationsdiagramme zwischen δ 13 C und den
untersuchten Klimaparametern z.T. deutlich voneinander abweichende Ergebnisse. So können
sich für alle drei Korrekturansätze innerhalb eines Standortes bereits völlig unterschiedliche
Reaktionen ergeben, was direkte Auswirkungen auf die Interpretation der Klima-Isotopen-
Beziehungen nach sich zieht. Die Klima-Isotopen-Korrelationen erhöhen sich bei der
Anwendung der Korrekturmodelle zwar z.T. deutlich, jedoch schwankt dieses Signal dabei je
nach standortsökologischen Voraussetzungen und untersuchter Baumart. Es zeigt sich damit,
dass sowohl die Korrekturmodelle von FENG & EPSTEIN als auch von KÜRSCHNER trotz
Berücksichtigung pflanzenphysiologischer Reaktionen auf die CO2-Erhöhung der Atmosphäre
nur eine bedingte Übertragbarkeit auf natürliche Standortsbedingungen haben. Dieses
134

6 Diskussion
___________________________________________________________________________
Resultat folgt der Ansicht von Autoren, die eine Anwendung solcher Modelle auf δ 13 C-
Zeitreihen kritisch hinterfragen, bis bestehende Unsicherheiten beseitigt sind (MCCARROLL &
LOADER 2004, MARSHALL & MONSERUD 1996). Es muss daher momentan davon
ausgegangen werden, dass sich die Übertragbarkeit beider Ansätze tatsächlich nur auf
diejenigen Standorte beschränkt, die den Bedingungen der dafür entworfenen Versuchsreihen
bzw. Klimakammerversuchen ähneln. So zeigt z.B. die δ 13 C-Korrektur nach FENG & EPSTEIN
insbesondere an trocken-warmen Standorten die besten Ergebnisse. Bestätigt wird dies im
Rahmen dieser Arbeit durch die hohen Korrelationskoeffizienten am Standort Reting,
während die Korrelationen zwischen δ 13 CFeng&Epstein und den Klimaelementen für die
Untersuchungsfläche Haize Shan nur in seltenen Fällen signifikante Resultate erreichen.
In diesem Zusammenhang stellen die Ergebnisse eines standortsinternen δ 13 C-Vergleichs
zweier Baumarten an der Untersuchungsfläche Qamdo einen weiteren Hinweis auf die
beschriebene Problematik dar. Hier zeigt eine standortsinterne Gegenüberstellung der
Auswirkungen der verschiedenen δ 13 C-Korrekturansätze bei den auf unterschiedlichen
Expositionen stockenden Wacholder- und Fichtenbeständen ebenfalls sehr unterschiedliche
Resultate. So wird selbst bei der Anwendung der stärksten δ 13 C-Korrektur nach FENG &
EPSTEIN der insgesamt negative Gesamttrend der Fichten-Zeitreihe nur auf ein ausgeglichenes
Werteniveau angehoben, während sich die Wacholder-Isotopenchronologie mit dieser
Korrektur sehr deutlich in einen positiven Trend umkehrt. Dieser Sachverhalt deutet auf eine
höhere Sensitivität der Fichten gegenüber den Änderungen im atmosphärischen CO2-Anstieg,
weswegen ein negativer Trend nach wie vor in den korrigierten δ 13 C-Fichten-Chronologien
erhalten bleibt. Diese Vermutung kann letztlich jedoch nur durch weiterführende
Untersuchungen verifiziert werden, in denen man z.B. Unterschiede und Veränderungen in
den Photosyntheseraten oder der Wassernutzungskapazität (WUE) beider Baumarten
analysiert.
Zusammenfassend zeigt sich, dass bei der Anwendung von Korrekturmodellen auf die
Kohlenstoffisotopenzeitreihen die generelle Übertragbarkeit auf natürliche Gegebenheiten
gering bleibt. So scheinen die einzelnen Modelle nur bei denjenigen Standortsbedingungen
verbesserte Resultate zu liefern, anhand derer sie untersucht bzw. geeicht wurden. Als direkte
Konsequenz dieser Ausführungen lassen sich folgende Probleme für zukünftige, auf linearen
Regressionen beruhenden Klimarekonstruktionen zusammenfassen:
� Die Ergebnisse der Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen den Klimaelementen und
den δ 13 C-Korrekturmodellen liefern z.T. extrem unterschiedliche Resultate. So kehren
sich an den meisten Standorten Korrelationen um oder verstärken sich deutlich. Eine
wissenschaftlich fundierte Rekonstruktion von Paläoklimaverhältnissen aus stabilen
Kohlenstoffisotopen aus Jahresringen ist daher bis zum jetzigen Zeitpunkt nach
135

6 Diskussion
___________________________________________________________________________
136
eigener Meinung noch problembehaftet bzw. anfechtbar. Hier bedarf es noch weiterer
Untersuchungen zur assimilationsbedingten Reaktion und Anpassung bei den
Fixierungsvorgängen im Baum, wie sie z.B. intraannuelle Isotopenuntersuchungen an
Baumjahresringen und Zuwachszonen liefern (HELLE et al. 2004, HELLE & SCHLESER
2003, 2004a, VERHEYDEN et al. 2004, KAGAWA et al. 2005, 2006).
� Zusätzlich sind weitere Arbeiten zu Korrekturmodellen und –faktoren zwingend
notwendig, um unterschiedliche standortsökologische oder höhenbedingte Reaktionen
von Bäumen auf steigendes CO2 speziell in Hochgebirgen besser repräsentieren zu
können. Dies bezieht sich nicht nur allein auf die jeweiligen Zunahmewerte
verschiedener Korrekturszenarien, sondern muss unter Berücksichtigung der
Ergebnisse dieser Arbeit nach eigener Auffassung auch unterschiedliche
pflanzenphysiologisch bedingte Adaptionen verschiedener Baumarten
berücksichtigen. Die hierzu nötigen pflanzenphysiologischen Prozessstudien sind Teil
eines eigenen Forschungsbereichs und z.T. bereits weit fortgeschritten (KÖRNER 2003,
2004; MAYR 2002; PICON et al. 1996, FENG 1999, REY & JARVIS 1998, LUOMALA et
al. 2003, GUNDERSON & WULLSCHLEGER 1994).
Die Ausführungen zur CO2-Problematik in Jahrringisotopen zeigen deutlich, dass eine
klimageschichtliche Interpretation der im Rahmen dieser Arbeit erhobenen δ 13 C-Zeitreihen
bis zur Behebung der Unsicherheiten in den Korrekturmodellen daher nur für die Zeiträume
vor 1800 AD unproblematisch ist. Sowohl in den δ 13 C- als auch in den δ 18 O-Chronologien
finden sich für den Zeitraum vor 1800 AD prägnante Langfristtrends und positive bzw.
negative Kurvenausschläge, die Hinweise auf markante Erwärmungs- und Abkühlungsphasen
darstellen. Der Zeitraum der letzten 200 Jahre bleibt dabei für die δ 18 O-Chronologien
unproblematisch, da sich hier kein genereller (Abwärts-) Trend in den Zeitreihen zeigt
(Abbildung 26). Vielmehr zeichnen sich die Wacholderchronologien durch nicht
standortsübergreifende Variationen aus, die im Gegensatz zu den δ 13 C-Zeitreihen keinem
anthropogen induzierten Langfristtrend unterliegen. Die Kalibrationen mit Klimadaten
können für die δ 18 O-Zeitreihen somit ohne vorhergehende statistische Korrekturberechnungen
durchgeführt werden.
Die Analyse der artübergreifenden δ 18 O-Variationen ergab am Standort Qamdo einen
weiteren bemerkenswerten Befund. So zeigt sich hier ein gemeinsames,
baumartübergreifendes hoch- als auch niederfrequentes Signal. Da der Einfluss von
Grundwasser aufgrund der starken Hangneigungen ausgeschlossen werden kann und die
möglicherweise unterschiedlichen Durchwurzelungstiefen der Baumarten auch nur eine
untergeordnete Rolle spielen, tritt damit die Wasserversorgung während der
Vegetationsperiode und damit der monsunale Niederschlag als gemeinsames Signal in den

6 Diskussion
___________________________________________________________________________
Vordergrund. Dies wird zusätzlich durch die nicht persistenten winterlichen Schneedecken in
Tibet und damit verbunden nur sporadisch auftretenden Schmelzwässern im Frühjahr
untermauert (WEISCHET 2002). Da nach FARQUHAR et al. (1998), DANSGAARD (1965) und
BARBOUR et al. (2001) das 18 O-Signal primär von atmosphärischen Prozessen abhängt,
werden während der Vegetationsperiode die Einflüsse von relativer Luftfeuchte und
Niederschlag auf die δ 18 O-Variationen am Standort Qamdo offenbar ausschlaggebend.
Folglich ist von einer klaren Abhängigkeit des 18 O im Jahrring in Bezug auf die Intensität
monsunaler Niederschläge auszugehen. Diese Vermutung wird hier durch das gemeinsame
Signal in beiden Baumarten untermauert.
Es zeigt sich deutlich, dass säkulare Frequenzbereiche in den δ 13 C- und δ 18 O-Zeitreihen dieser
Arbeit enthalten sind. Inwiefern diese mit klimatischen Gunst- oder Ungunstphasen
korrelieren, die für weite Bereiche des nordhemisphärischen Paläoklimas verfolgbar sind (wie
z.B. ein Mittelalterliches Klimaoptimum oder die Kleine Eiszeit), bleibt momentan noch
offen. Da deren Interpretation weiterer Kenntnisse bedarf, wurde die weitere Entschlüsselung
der in den Dendroisotopen implementierten, niederfrequenten Klima- bzw. Umweltsignale
über die Untersuchung der Klima-Jahrring-Zusammenhänge ermittelt.
6.2 Klimatologisch-ökologische Repräsentanz der Isotopenzeitreihen
Zur Untersuchung von Klima-Jahrring-Beziehungen wurden Datensätze von Temperatur und
Niederschlag verwendet, die in der Nähe der untersuchten Standorte gelegen sind. Da sich die
Untersuchungsflächen jedoch nicht in unmittelbarer Nähe zu Klimastationen befinden,
mussten für die Standorte Reting und Haize Shan aus Gründen der Repräsentativität regionale
Mittel aus zwei benachbarten Stationen gebildet werden. Die gewählte Vorgehensweise zur
Bildung regionaler Klima-Mittelwerte orientiert sich dabei an den Vorgaben von JONES &
HULME (1996). Aufgrund der auf kurzen Horizontaldistanzen häufig wechselnden
Standortsbedingungen sind Aussagen, die eine generelle Übertragbarkeit von lokalen Klima-
Wachstums-Beziehungen auf den gesamten südost-tibetischen Naturraum ermöglichen, nur
bedingt zu erwarten. Ein weiteres Problem stellt das sehr lückenhafte und nur wenige
Jahrzehnte umfassende Netzwerk an Klimastationen in Hochasien dar, das nur selten
Datensätze von mehr als 40 Jahren aufweist. Für die Berechnung von Transfermodellen zur
Klimarekonstruktion hat dies weit reichende Konsequenzen. So können diejenigen
Klimaelemente, die den stärksten Zusammenhang zu den Isotopenwerten aufweisen, aufgrund
der mangelnden Repräsentativität der Messreihen nicht für eine verifizierte (Klima-)
Rekonstruktion i.e.S. nach FRITTS (1976) verwendet werden. Die in der vorliegenden Arbeit
vorgestellten Ergebnisse linearer Korrelationsberechnungen sind zwar hinsichtlich ihrer
137

6 Diskussion
___________________________________________________________________________
paläoklimatischen Aussagekraft limitiert, sie stellen aber durch die offenkundigen
ökologischen Zusammenhänge zwischen den Klima- und Wachstumsparametern an
subalpinen Waldstandorten zuverlässige Abschätzungen für den Verlauf einiger
Klimafaktoren während der letzten Jahrhunderte dar (BRÄUNING 1999a).
Aufgrund von wechselnden Feuchtebedingungen reagieren die beiden Isotopen-Parameter
sehr unterschiedlich auf die Klimaelemente Temperatur und Niederschlag. Die standörtliche
Differenzierung in kühl-humide, gemäßigt-kontinentale und warm-trockene
Untersuchungsflächen beeinflusst dabei das Klima- bzw. Umweltsignal der untersuchten
Kohlenstoff- und Sauerstoffisotopen entscheidend. Größere Ähnlichkeiten zwischen den
Zeitreihen sind insbesondere bei den 13 C-Isotopen sowohl standortsübergreifend als auch
standortsintern nicht festzustellen, während sich baumartübergreifend bei den
Sauerstoffisotopen markant gleichgerichtete Reaktionen auf die Umweltbedingungen am
Standort zeigen können.
Die hochfrequenten δ 13 C-Variationen reagieren an allen drei Hochlagenstandorten sensitiv auf
unterschiedliche monatliche oder saisonale Monatsmittel der Temperatur. Differenzierungen
hinsichtlich der Monatsmittel und der Signalstärke zeigen sich dabei jedoch deutlich je nach
Feuchteangebot an den Standorten. Die Abhängigkeit von der Standortsökologie tritt somit
deutlich in den Vordergrund. Hier ist davon auszugehen, dass sich der Einfluss der
Bodenfeuchte markant auf das Transpirationsverhalten der Bäume auswirkt, wie bereits in
zahlreichen Veröffentlichungen festgestellt wurde (MCCARROLL & LOADER 2004, 2006,
MAYR 2002, ANDERSON et al. 1998, TREYDTE 2003, SAURER et al. 1997a, SCHLESER 1995,
EHLERINGER & DAWSON 1992, FARQUHAR et al. 1989b). So können Bäume an Standorten mit
ganzjährig guter Durchfeuchtung aufgrund des höheren Anteils an Bodenwasser in
hochsommerlichen Trockenperioden die Stomata trotz hohen Wasserverlustes durch
Transpiration länger offenhalten, als an Standorten mit geringerem
Wasserspeicherungsvermögen (LYR et al. 1992, SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL 2002). Dieser
geschilderte enge Zusammenhang zwischen Wasserverfügbarkeit und Transpiration sollte
sich aufgrund der gewählten Anordnung der Standorte entlang eines hydrologischen
Gradienten dementsprechend auch in einer standörtlich differenzierten Fixierung der 13 C-
Isotope im Jahrring ausdrücken. In Übereinstimmung hierzu folgen die Kohlenstoffisotopen-
Zeitreihen de facto der Einteilung in eher trocken-warme Standorte mit hohen δ 13 C-Werten
und humide Standorte mit niedrigeren δ 13 C-Werten.
Für alle δ 13 C-Zeitreihen sind überwiegend hoch signifikant positive Korrelationen zu den
Temperaturbedingungen am Standort festzustellen. Deren Signalstärke geht allerdings nach
Osten hin (mit Zunahme monsunaler Niederschläge und damit besserer Wasserversorgung)
zurück. Es zeigt sich weiterhin durch Untersuchungen verschiedener Baumspezies am
138

6 Diskussion
___________________________________________________________________________
Standort Qamdo, dass Fichten im direkten Vergleich zu Wacholdern ein deutlich höheres
Potential zur Speicherung klimatischer Informationen besitzen. Möglicherweise macht sich
hierbei der bei Fichten größere Spätholzanteil am Gesamtring bemerkbar, da nach
SCHWEINGRUBER (1987) Spätholzzellen im Vergleich zu Frühholzellen deutlich länger leben
und demnach ein höheres klimatisches Implementierungs- und Speichersignal besitzen
dürften.
Die positive Abhängigkeit zwischen δ 13 C und Temperatur wird durch Berechnungen der
Klima-Jahrring-Beziehungen mit einem weiteren, komplexeren Klimaparameter bestätigt. Um
den vielschichtigen Energie- und Massenaustausch zwischen terrestrischen Ökosystemen und
der Atmosphäre besser berücksichtigen zu können, wurden zur Kalibration mit den
Kohlenstoffisotopen neben den klassischen Klimaelementen Temperatur und Niederschlag
zusätzlich Datensätze der potentiellen Evapotranspiration (PET) herangezogen. Auch hier
zeigt der trocken-warme Standort Reting die besten Ergebnisse, was auf die hohe Sensitivität
der 13 C-Variationen bei der Kohlenstoffixierung im Blatt gegenüber den Bedingungen der
Umgebungsluft (Temperatur in Kombination mit relativer Luftfeuchte) zurückzuführen ist.
Die ausschließlich positiven Korrelationskoeffizienten überschreiten dabei weit das 99,9%-
Signifikanzniveau und liefern damit deutlich bessere Resultate als Berechnungen mit den
Temperaturwerten. Allerdings geht auch für diesen Klimaparameter die Signalstärke mit
zunehmendem Monsuneinfluss deutlich zurück.
Die Variationen der Sauerstoffisotope korrelieren standortübergreifend im direkten Vergleich
zu den δ 13 C-Variationen auf höherem Niveau. Jedoch werden beim Vergleich der
mehrhundertjährigen δ 18 O-Wacholderchronologien aufgrund der sehr unterschiedlichen
Standortbedingungen untereinander keine hoch signifikanten Wertebereiche erreicht. Die
größten Zusammenhänge zeigen sich zwischen den Standorten Reting und Qamdo, ohne
dabei die 95%-Signifikanzschwelle zu überschreiten. Damit zeigt sich eine starke, an der
ökologischen Spannweite der Untersuchungsflächen orientierte Variabilität der δ 18 O-
Variationen. So stellt sich streng genommen an jedem Standort ein eigenes Klimasignal dar.
Die räumliche Repräsentativität der einzelnen δ 18 O-Zeitreihen ist damit offensichtlich
eingeschränkt. Eine regionale Übertragbarkeit klimarelevanter Aussagen einzelner δ 18 O-
Standorts-Chronologien auf die vergangenen Klima- und Umweltbedingungen Südost-Tibets
kann somit nicht postuliert werden. Dies fügt sich in die Charakterisierung des gesamten
Untersuchungsgebietes als einen über kurze Horizontaldistanzen klimatisch sehr
abwechslungsreichen Naturraum ein. Untersuchungen der Sauertsoffisotopen-Variationen in
Jahrringen von Fichten und Wacholderbäumen desselben Standortes bestätigen anhand
gemeinsamer hochfrequenter und niederfrequenter Korrelationen auf höchstem
Signifikanzniveau diese Vermutung. Standortsintern werden damit großräumig wirksame
139

6 Diskussion
___________________________________________________________________________
Klimafaktoren artübergreifend in die δ 18 O-Jahrringisotopen implementiert, offenbar
unabhängig vom Anteil der Baumarten an klimatisch sensitivem Spätholz des Gesamtrings.
Aufgrund der an allen Standorten ähnlichen Voraussetzungen, wie starke Hangneigung und
geringe Fähigkeit der Böden zur Wasserspeicherung, wird die Wasserversorgung der Bäume
während der Vegetationsperiode vorrangig durch die aktuellen Niederschläge gesteuert. Nach
FARQUHAR et al. (1998) sollte daher eine enge Beziehung zwischen den δ 18 O-Werten im
Jahrring und dem durch die Wurzeln aufgenommenen Niederschlagwasser bestehen. In
Übereinstimmung hierzu finden sich standortsübergreifend in allen Sauerstoffisotopen-
Zeitreihen markante Abhängigkeiten von den Niederschlagsbedingungen während der
Vegetationsperiode. Dies stimmt mit Ergebnissen weiterer Studien an δ 18 O-Variationen in
Bäumen überein (ANDERSON et al. 2002, ROBERTSON et al. 2001, SAURER et al. 1998, SAURER
2003, LEUENBERGER et al. 1998, TREYDTE 2003).
Da die Niederschläge im Untersuchungsgebiet überwiegend während der sommerlichen
Monsunperiode zwischen Mai und September fallen, wäre aufgrund der durch starke
Einstrahlung verursachten hohen Temperaturen und damit einer starken
Blattwassertranspiration eine zusätzlich Reaktion der δ 18 O-Variationen auf die
Temperaturbedingungen der Sommermonate zu erwarten. Vergleichbar zu den Resultaten
anderer Arbeiten (ANDERSON et al. 1998, BARBOUR et al. 2002, 2004, SAURER et al. 1997b,
EHLERINGER & DAWSON 1992, RODEN & EHLERINGER 1999b) wird auch an den
Untersuchungsstandorten dieser Arbeit das Temperatursignal aber offensichtlich durch die
starke Niederschlagsabhängigkeit der Bäume größtenteils überprägt. Erst am weitest östlich
gelegenen Standort Haize Shan können aufgrund einer ganzjährig insgesamt besseren
Wasserversorgung ähnlich signifikante Signalstärken für die Berechnungen mit den
Temperaturdaten erreicht werden. Damit orientieren sich die Ergebnisse und die Signalstärke
der Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen δ 18 O und den Klimadaten ebenfalls sehr deutlich
am gewählten hydrologischen Gradienten. Wie bei den δ 13 C-Variationen bieten dabei
Untersuchungen an semi-ariden bis sub-humiden Waldgrenz-Standorten das beste Potential
zur Rekonstruktion vergangener Klimabedingungen auf Basis stabiler Isotope in Jahrringen.
Auch für die Jahrringbreiten wird am trocken-warmen Standort Reting eine starke
Abhängigkeit von der Feuchtigkeitsversorgung deutlich. Offenbar spielt für diesen Parameter
ebenfalls Trockenstress während der Vegetationsperiode eine entscheidende Rolle. Dies zeigt
sich in zeitlich stabilen, hoch signifikant negativen Korrelationen zwischen Jahrringbreiten
und δ 13 C-Variationen der Wacholderbäume. So muss davon ausgegangen werden, dass sich
hier nicht nur die Temperatur als „klassischer“ dominanter Faktor auf das Baumwachstum in
der subalpinen Höhenstufe auswirkt (SCHWEINGRUBER 1996), sondern auch die
Feuchtebedingungen für die Ausbildung der Jahrringe eine übergeordnete Rolle spielen. Mit
der Verbesserung der Feuchtigkeitsversorgung nach Osten hin geht dieser negative
140

6 Diskussion
___________________________________________________________________________
Zusammenhang deutlich zurück und besteht am Standort Haize Shan schließlich nicht mehr.
Beide Parameter sind dort demzufolge voneinander unabhängig. Die hoch signifikant negative
Beziehung zwischen JRB und δ 13 C kann folglich auf den trocken-warmen Standort Reting
beschränkt werden. Dieses Ergebnis zeigt Übereinstimmungen mit den Resultaten anderer
Untersuchungen, die für verschiedene Trocken- und Feuchtstandorte einen negativen
Zusammenhang zwischen Jahrringbreiten und unzureichender Feuchteversorgung postulieren
(VAN DE WATER et al. 2002, BRÄUNING 1999a, 2001, SAURER et al. 1995, 1997a, LEAVITT &
LONG 1988, MAZANY et al. 1980).
6.3 Vergleiche mit weiteren Isotopenzeitreihen Hochasiens
Eine endgültige Einordnung der im Rahmen dieser Arbeit erhobenen Isotopenzeitreihen in
den regionalen bzw. globalen klimageschichtlichen Kontext kann aufgrund von noch
ausstehenden Klimarekonstruktionen zum jetzigen Zeitpunkt noch nicht vorgenommen
werden. Jedoch bietet sich durch die Gegenüberstellung regionaler δ 13 C- und δ 18 O-Zeitreihen
zumindest ein Vergleich der Trends zwischen den Chronologien an. Dies folgt der
Vorgehensweise in besser untersuchten Räumen der Nordhemisphäre, wo verschiedene
Klimaarchive durch Kreuzvalidation miteinander verglichen und eingeordnet werden können.
Vergleich von Jahrringisotopen-Zeitreihen aus dem Karakorum und Tibet
In einem ersten Schritt werden hierzu δ 13 C- und δ 18 O-Wacholder-Zeitreihen mit jährlicher
Auflösung aus dem Karakorum (TREYDTE 2003) und Osttibet verglichen. Hierzu wurden mit
den Standorts-Isotopenchronologien von Qamdo die längsten Zeitreihen der eigenen Arbeit
ausgewählt, um für beide Regionen ein annähernd gleiches Zeitfenster mit 1200 Jahren
abdecken zu können. Den über-regionalen Vergleich der δ 13 CATM-Chronologien zwischen
Südost-Tibet (Qamdo) und Nord-Pakistan (Morkhun) zeigt Abbildung 44. Bis ca. 1100 AD
sind die Zeitreihen durch ein markant gegenläufiges Verhalten charakterisiert. Ein starker
Anstieg der δ 13 C-Werte von 1100 - 1200 AD ist in beiden Zeitreihen zu verfolgen, ehe sich
die Kurven erneut aufsplitten und bis ca. 1400 AD versetzt zueinander verlaufen.
Anschließend zeigen beide δ 13 C-Zeitreihen, nur unterbrochen durch zwei kurze Perioden
gegenläufigen Verhaltens zwischen 1850 und 1900 sowie Ende des 20. Jahrhunderts, bis
heute größtenteils parallele und auf ähnlichem Werteniveau liegende Kurvenverläufe. Ähnlich
zu den Ergebnissen eigener Kalibrationsrechnungen am Standort Qamdo sind für die δ 13 C-
Variationen am Standort Morkhun in Pakistan dabei vorrangig die Temperaturbedingungen
während des Hochsommers entscheidend (TREYDTE 2003). Für die Abschnitte gemeinsamer
141

6 Diskussion
___________________________________________________________________________
Trends offenbaren sich hier überregional möglicherweise klimatische Gunst- und
Ungustphasen in den δ 13 C-Chronologien. Auch hier muss jedoch darauf geachtet werden,
während der letzten 200 Jahre klimatische von anthropogen induzierten Trends zu
unterscheiden.
δ 13 C ATM z-transformiert
142
4
3
2
1
0
-1
-2
-3
-4
Morkhun/ Nord-Pakistan
Qamdo/ SO-Tibet
800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
Jahre
Abbildung 44: Vergleich der δ 13 CATM-Wacholderchronologien von Morkhun (Karakorum/Pakistan) und Qamdo
(Südost-Tibet).
Dagegen zeigt die Gegenüberstellung der δ 18 O-Zeitreihen beider Wacholderstandorte ein eher
gegenläufiges Verhalten (Abbildung 45). Bis auf wenige, kurze Abschnitte gemeinsamer
Kurvenverläufe (wie z.B. um 1350 AD und 1750 AD) sind die Trends zwischen den
Chronologien unterschiedlich. Jeder Standort zeigt damit vornehmlich ein eigenes Signal
bezüglich der δ 18 O-Variationen, was standortsbezogene Berechnungen der Klima-Jahrring-
Beziehungen bestätigen (TREYDTE 2003; TREYDTE et al. 2006). Während die δ 18 O-Werte der
pakistanischen Wacholder (Juniperus turkestanica) vorrangig sensitiv auf
Winterniederschläge des Vorjahres reagieren, haben monsunale Niederschläge während der
Hochsommermonate den größten Einfluss auf das Gesamtsignal des δ 18 O tibetischer
Wacholder. Unter Berücksichtigung der zeitlich differierenden Wasserverfügbarkeit für die
Bäume an den beiden Standorten ist diese klare Differenzierung wenig verwunderlich.
4
3
2
1
0
-1
-2
-3
-4

6 Diskussion
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Aufgrund der sehr unterschiedlichen synoptischen Rahmenbedingungen an beiden
Untersuchungsflächen wird in den δ 18 O-Variationen direkt die regional abweichende
Abhängigkeit von den jährlichen Niederschlägen deutlich. Im Winter liegt der Naturraum
Nord-Pakistans unter dem Einfluss der Westwinddrift, weswegen während der Wintermonate
ein jährliches Niederschlagsmaximum (überwiegend in Form von Schnee) charakteristisch ist
(WEISCHET 2002, BÖHNER 1996). In Südost-Tibet fällt dagegen der Hauptteil der
Niederschläge während der Zeiten des Sommermonsuns von Mai bis September. Als direkten
Unterschied stehen somit im Karakorum zu Beginn der Vegetationsperiode große Mengen an
Schmelzwässern mit dem niedrigen δ 18 O-Isotopensignal des winterlichen Schnees für das
Pflanzenwachstum zur Verfügung (TREYDTE 2003, TREYDTE et al. 2006). Die δ 18 O-
Variationen in den Jahrringen südost-tibetischer Wacholder werden dagegen primär von den
monsunalen Niederschlägen und damit in großem Maße von einem δ 18 O-Mengeneffekt
gesteuert (DANSGAARD 1964). Zusammenfassend ist eine Vergleichbarkeit beider
Sauerstoffisotopenkurven für weite Zeiträume nicht gegeben. Vielmehr zeichnen sich
aufgrund der großen Horizontaldistanzen beide Chronologien durch das Nachzeichnen der
lokalen Niederschlagsbedingungen bzw. der jeweiligen vorhanden atmosphärischen
Zirkulationsbedingungen aus.
δ 18 O z-transformiert
4
3
2
1
0
-1
-2
-3
-4
Morkhun/ Nord-Pakistan
Qamdo/ SO-Tibet
800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
Jahre
Abbildung 45: Vergleich der δ 18 O-Wacholderchronologien von Morkhun (Karakorum/Pakistan) und Qamdo
(Südost-Tibet).
4
3
2
1
0
-1
-2
-3
-4
143

6 Diskussion
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Vergleich von δ 18 O-Zeitreihen aus Eisbohrkernen und Jahrringen Südost-Tibets
Zu den weltweit am besten untersuchten Proxydatenquellen zählen Eisbohrkerne aus
verschiedenen Gletschern und Eisschilden der Nord- und Südhemisphäre (THOMPSON 2000,
THOMPSON et al. 1997, 2000, 2006, YAO et al. 2001, GASSE et al. 1991, RAYNAUD et al. 2000,
GROOTES & STUIVER 1986, GROOTES et al. 1993, LORIUS et al. 1988, FRIEDLI et al. 1986). Die
aus den Eisbohrkernen extrahierten Proxydaten liefern dabei weit zurückreichende
Informationen zu Klimavariationen im Quartär. Trotz der z.T. äusserst kontrovers geführten
Diskussionen über den klimatischen Informationsgehalt von δ 18 O-Zeitreihen aus
Eisbohrkernen, wird hier eine 1000 Jahre umfassende Zeitreihe des Dasuopu-Gletschers
(28,23°N/85,43°E; YAO et al. 2001) in dekadischer Auflösung der δ 18 O-Chronologie aus
Reting gegenübergestellt. Obwohl die Horizontaldistanz zwischen beiden Standorten rund
600km beträgt, stellt der δ 18 O-Datensatz des Dasuopu-Gletschers von allen verfügbaren
tibetischen Eisbohrkernen den nächstgelegenen dar. Es wird an dieser Stelle darauf
hingewiesen, dass die hier vorgenommene Beschreibung keine quantitative Bewertung
klimatischer Zusammenhänge sein kann. Die Gegenüberstellung dient allein dem Ziel, in
einem ersten Schritt über ein Proxyarchiv hinweg gemeinsame Klimafluktuationen für Südund
Südost-Tibet zu erkennen. Das Ergebnis der Gegenüberstellung beider z-transformierten
Isotopenzeitreihen zeigt Abbildung 46.
δ 18 O z-transformiert
144
3
2
1
0
-1
-2
-3
Reting
Dasuopu
1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000
Jahre
Abbildung 46: Vergleich der dekadisch aufgelösten δ 18 O-Werte des Dasuopu-Eisbohrkerns und der δ 18 O-
Jahrring-Variationen am Standort Reting.
3
2
1
0
-1
-2
-3

6 Diskussion
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Bei der Betrachtung wird deutlich, dass in verschiedenen Abschnitten der Zeitreihen Bereiche
mit gemeinsamen Signalen wie z.B. um 1270 AD, 1440 AD, 1550 AD, 1620 AD, 1690 AD
und zwischen 1920-1960 AD zu finden sind. Hier könnte sich ein überregionales Klimasignal
in den Isotopenwerten beider Archive durchpausen. Dabei ist jedoch zu bedenken, dass die
δ 18 O-Variationen im Dasuopu-Eisbohrkern als Temperatursignal interpretiert werden (YAO et
al. 2001, THOMPSON et al. 2000), während die δ 18 O-Jahrringisotope von Reting markant auf
die Niederschlagsbedingungen am Standort reagieren. Gemeinsame Signale könnten daher ein
Hinweis auf vorübergehend gemeinsame Temperatur- oder Niederschlagssignale sein, wenn
sich deren Anteil am Gesamtsignal im jeweils anderen Archiv deutlich erhöht.
Es wird deutlich, dass zum momentanen Zeitpunkt die Ausführungen zu gemeinsamen
Klimafluktuationen zwischen den beiden Klimaarchiven noch spekulativ sind und einer
weiteren Analyse bedürfen. Zudem wird in neueren Veröffentlichungen eingeräumt, dass
δ 18 O-Signale von Eisbohrkernen entgegen früherer Ausführungen möglicherweise nicht
ausschließlich ein Temperaturproxy sind. So zeigen DAVIS et al. (2005) anhand des
Vergleichs zweier durch unterschiedliche synoptische Rahmenbedingungen
charakterisierten δ 18 O-Eisbohrkern-Zeitreihen des tibetischen Hochlandes, das in deren δ 18 O-
Variationen auch Signale einer saisonal wechselnden Hydrologie aufgezeichnet werden
können. Während für die mittleren und hohen Breiten eine starke lineare Abhängigkeit
zwischen den Jahresmitteltemperaturen und dem δ 18 O im Niederschlag festgestellt werden
kann, ist dieser Zusammenhang bei tropisch gesteuerten Niederschlagsregimen noch
umstritten (CRAIG 1961, DANSGAARD 1964, JOUZEL et al. 1997, ROZANSKI et al. 1993, DAVIS
et al. 2005). Daher muss die von YAO et al. (2001) postulierte Anwendbarkeit der Dasuopu
δ 18 O-Werte als Temperaturproxy durch die z.T. sehr hohen Amplituden innerhalb der
Zeitreihe kritisch hinterfragt werden. Obwohl diese Einschränkungen die Vergleichbarkeit
reduzieren, bietet gerade solch eine Gegenüberstellung die Möglichkeit zur Untersuchung von
überregional wirksamen „Klima-forcings“. Zusätzlich besteht, vorausgesetzt einer für beide
Archive jährlich vorliegenden Auflösung, die Möglichkeit einer gegenseitigen
Datierungskontrolle. Hier bieten insbesondere Baumringe durch ihre relativ unkomplizierte
Datierung einen nicht zu unterschätzenden Vorteil. Zusätzlich können Untersuchungen von
Ausreißerjahren (sog. „Weiserjahre“ bzw. „pointer years“) Hinweise auf überregional
wirksame Störungs- bzw. Extremjahre, wie sie z.B. durch El Niño verursacht werden, liefern
(Schweingruber 1988; 1992, WEBSTER et al. 1998).
Die im Rahmen dieser Arbeit vorgestellten Ergebnisse von Klima-Jahrring-Beziehungen der
stabilen Isotope des Kohlenstoffs und Sauerstoffs aus Jahrringen subalpiner Baumstandorte
stellen die Basis für weitreichende Aussagen zur Klimavariabilität Südost-Tibets dar.
Aufgrund der z.T. bis 490 AD zurückreichenden δ 13 C- und δ 18 O-Chronologien, einer
durchgehend jährlichen Auflösung und dem angestrebten Aufbau eines Isotopennetzwerkes
145

6 Diskussion
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gehen die Untersuchungen über bisher vorliegende isotopenphysikalische Arbeiten in diesem
Teilraum Tibets weit hinaus (ZIMMERMANN et al. 1997). Dabei konnte baumartübergreifend
für beide untersuchten Isotope deren hohes Potential zur Rekonstruktion vergangener Klimaund
Umweltbedingungen bestätigt werden. Das Ergebnis einer Kombination aller
vorhandener Jahrringparameter wie δ 13 C, δ 18 O und JRB an allen untersuchten Standorten und
beiden Baumarten sollte durch die graduelle Unabhängigkeit der Parameter voneinander
zusätzlich eine saisonal differenzierte Analyse der Klimageschichte in Südost-Tibet
ermöglichen.
Die räumlichen Gültigkeiten der Chronologien sind für die verschiedenen untersuchten
Frequenzbereiche aufgrund der großen standortsökologischen Unterschiede eingeschränkt.
Vergleiche mit anderen Arbeiten und Archiven werden durch das lückenhafte
Probennetzwerk, damit verbundener großer Horizontaldistanzen und unterschiedlicher
synoptischer Bedingungen zwischen den Untersuchungsflächen damit erschwert. Eine über
den Rahmen dieser Arbeit hinausgehende, verifizierte Klimarekonstruktion auf Basis der
analysierten Klima-Isotopen-Zusammenhänge steht momentan noch aus. Daher sind
Vergleiche mit Rekonstruktionen verschiedener Klimaelemente aus Hochasien wie sie z.B.
von TREYDTE et al (2006) aus dem Karakorum, BRÄUNING (2003), YAO et al. (2001),
BRÄUNING & MANTWILL (2004) aus Südost-Tibet oder ZHI-YONG (2007) aus dem Qilian
Shan vorliegen, schwierig.
146

7 Resümee und Ausblick
___________________________________________________________________________
7. Resümee und Ausblick
7.1 Resümee
Um einen Beitrag zur Klimageschichte Hochasiens auf der Basis stabiler Kohlenstoff- und
Sauerstoffisotope zu leisten, wurden ca. 18.000 Jahrringe lebender und abgestorbener Bäume
von drei Untersuchungsflächen und zwei Baumarten aus Südost-Tibet in jährlicher Auflösung
abgetrennt und analysiert. Grundlage hierfür sind hauptsächlich sehr langlebige Wacholder
der Art Juniperus tibetica, die an einem Standort zusätzlich durch Fichten der Art Picea
balfouriana ergänzt wurden. Von der Gesamtzahl aller Jahrringe wurden schließlich ca.
11.000 gepoolte Holozellulose-Proben der δ 13 C- und δ 18 O-Isotopenmessung in einem
Massenspektrometer zugeführt. Die erhobenen Isotopen-Datensätze reichen an einem
Standort bis 490 AD zurück und umfassen damit maximal einen Zeitraum von ca. 1520
Jahren.
Die Untersuchungsregion in Südost-Tibet (25-45°N/70-110°E) liegt im Übergangsbereich
zwischen den stark monsunal beeinflussten Gebieten der meridionalen Stromfurchen und den
semi-ariden kontinental-alpinen Steppen- und Mattenvegetationen des Tibetischen
Hochlandes. Die größte Horizontaldistanz zwischen den einzelnen Standorten beträgt ca.
800km, wobei für alle drei Untersuchungsflächen ähnliche klimatische Voraussetzungen
während der Vegetationsperiode prägend sind. Hier sind der Indische und z.T. der
Südostasiatische Sommermonsun als synoptische Größen ausschlaggebend, die das regionale
Klima durch einen charakteristischen Jahresgang determinieren und damit den größten
Einfluss auf das Baumwachstum haben.
Die Analysestrategie dieser Arbeit orientiert sich an der naturräumlichen Ausstattung in
Südost-Tibet. In diesem Hochgebirgsraum sind extreme Vertikalgradienten von Temperatur
und Niederschlag charakteristisch, die mit markanten Expositionswechseln der
Baumvegetation gekoppelt sind. Mit Zunahme der Kontinentalität verstärken sich hierbei die
klimatisch-ökologischen Unterschiede zwischen den einzelnen Untersuchungsflächen. So
liegt der Standort Reting an der westlichen Verbreitungsgrenze der Baumvegetation Tibets
(MIEHE & MIEHE 2001, MIEHE et al. 2006, 2007), während der Standort Haize Shan durch
seine Lage auf einem Höhenrücken in den meridionalen Stromfurchen noch als stark
monsunbeeinflusst bezeichnet werden kann. Durch diese großen standortsökologischen
Unterschiede besteht die Möglichkeit, innerhalb des klar begrenzten Untersuchungsraumes in
Südost-Tibet klimatisch-ökologische Unterschiede zwischen den Standorten herauszuarbeiten.
Das Ziel ist eine Informationsmaximierung der Resultate durch Beprobung ökologisch
unterschiedlicher Standorte. Dies folgt damit der für die Dendroklimatologie von LAMARCHE
147

7 Resümee und Ausblick
___________________________________________________________________________
(1971), FRITTS (1976) und SCHWEINGRUBER (1996) vorgeschlagenen Vorgehensweise zur
Untersuchung größerer Naturräume.
Die drei Untersuchungsflächen an der oberen Waldgrenze repräsentieren mit ihrer Lage eine
für den Naturraum Südost-Tibets charakteristische Abfolge standortsökologischer
Bedingungen. Entlang des gewählten Gradienten wird der synoptisch bedingte Übergang vom
feucht-kühlen Klima der meridionalen Stromfurchen hin zu den trocken-warmen
Bedingungen des Steppenwald-Ökotons im südlichen Tibet erfasst. Der Schwerpunkt der
vorliegenden Arbeit liegt in der Überprüfung der (standorts-)klimatischen Signale, die durch
Variationen der stabilen Kohlenstoff- und Sauerstoffisotope in der Jahrringzellulose
gespeichert werden. Sie präsentiert dazu vier jährlich aufgelöste, mehrhundertjährige δ 13 C-
und δ 18 O-Jahrring-Chronologien subalpiner Baumstandorte aus Südost-Tibet.
Die geringe Länge der zur Verfügung stehenden meteorologischen Datenreihen von maximal
55 Jahren ließ die Anwendung möglichst einfacher Statistiken zur Kalibrierung der Klima-
Jahrring-Beziehung als angebracht erscheinen. Ausreichend lange Zeitfenster für
Kalibrations- und Verifikationsberechnungen auf Basis der Klima-Jahrring-Beziehungen
standen somit nicht zur Verfügung. Die insbesondere für Niederschlagsdaten mangelnde
Übertragbarkeit von Stationsmesswerten aus Tallagen auf die Hochlagenstandorte der
Baumvegetation unterstreicht dabei zusätzlich die Wahl eines einfacheren statistischen
Ansatzes. Durch Korrelations- und Gleichläufigkeitsanalysen konnten in den meisten Fällen
starke bis sehr starke Beziehungen für die δ 13 C- und δ 18 O-Isotope im Jahrring und den
steuernden Klimaelementen am Standort ermittelt werden. Die erzielten Ergebnisse waren
überwiegend statistisch signifikant und ökologisch gut nachvollziehbar. Die Variationen der
Kohlenstoff- und Sauerstoffisotope in Wacholder- und Fichtenbäumen ökologisch
unterschiedlicher Standorte werden dabei in hohem Maße von anteilig wirksamen
Klimafaktoren geprägt.
Speziell die δ 13 C-Serien weisen allerdings seit 1800 AD einen starken, durch Verbrennung
fossiler Brennstoffe und damit einhergehenden Veränderungen im pCO2 und δ 13 C bedingten
Abwärtstrend auf. Dabei wird das eigentliche Klimasignal überprägt und muss durch
entsprechende Ansätze korrigiert werden. Hierzu existieren verschiedene Korrekturmodelle,
die Veränderungen im δ 13 C sowie weiterführende pflanzenphysiologische Anpassungen durch
Untersuchungen an Bäumen aus semi-ariden Regionen (FENG & EPSTEIN 1995) bzw. durch
Gewächshausexperimente (KÜRSCHNER 1996) berücksichtigen. Obwohl diese Modelle mit
Ausnahme der anerkannten 13 CO2-Korrektur bislang nur rein qualitativen Charakter haben,
wurden die Auswirkungen der anderen Korrekturen auf die Kalibrationsberechnungen an
allen Standorten getestet. Speziell an trocken-warmen Standorten verbessern sich durch deren
Anwendung die Korrelationen mit den Klimadaten erheblich. Allerdings nehmen die
148

7 Resümee und Ausblick
___________________________________________________________________________
Auswirkungen dieser Modelle auf die Klima-Jahrring-Beziehungen mit zunehmender
Änderung der klimatologisch-ökologischen Bedingungen hin zu den kühl-feuchten Standorten
markant ab. Die nur auf bestimmte natürliche Standortsverhältnisse begrenzte Übertragbarkeit
dieser Modelle wird durch die Ergebnisse dieser Arbeit weiter untermauert.
Ein Vergleich aller Baumstandorte ergibt für die δ 13 CATM-Isotopenchronologien insgesamt
eine deutlich positive Abhängigkeit von den Temperatur- und Verdunstungsbedingungen.
Hier ist am trocken-warmen Standort Reting ein starker Einfluß der Vorjahresbedingungen
auf die δ 13 C-Variationen kennzeichnend, während für die anderen Untersuchungsflächen die
Wachstumsbedingungen im Verlauf der aktuellen Vegetationsperiode entscheidend sind.
Durch die Hinzunahme der PET als weiteren Klimaparameter, die das komplexe
Wirkungsgefüge Pflanze-Atmosphäre besser berücksichtigen sollte, kann der Anteil der
erklärten Varianz am Gesamtsignal bei allen δ 13 C-Standorts-Chronologien markant erhöht
werden. Dieser Zusammenhang nimmt jedoch ebenfalls mit zunehmender Humidität nach
Osten hin ab. Insgesamt zeigt sich für die Klima-Jahrring-Beziehungen zwischen δ 13 C und
allen untersuchten Klimaparametern eine sehr hohe räumliche Variabilität, die aufgrund der
großen Distanzen zwischen den Standorten erwartungsgemäß verläuft.
Die δ 18 O-Variationen zeigen standort- und baumartübergreifend einen durchgängig negativen
Zusammenhang zu den Sommerniederschlägen. Höchste Korrelationen bei den
Sauerstoffisotopen finden sich dabei für verschiedene Monatsmittel des Vorjahres und des
aktuellen Jahres. Die Ursache hierfür liegt in einer verbesserten Wasserverfügbarkeit an den
Standorten während der monsunalen Regenfälle von Mai bis September. Dabei zeigen sich
jedoch für die standortsökologisch deutlich differierenden Untersuchungsflächen
abweichende Reaktionen auf den Zeitpunkt der Niederschläge. Während bei den
Korrelationen mit den Wacholdern am Standort Reting die höchsten Koeffizienten für
verschiedene Mittel des Vorjahressommers erreicht werden, reagieren die anderen
Wacholderstandorte im Gegensatz dazu auf Monatsmittel der aktuellen Vegetationsperiode.
Damit scheint bei trocken-warmen Standortbedingungen ein Speichereffekt bei der δ 18 O-
Fixierung nachweislich aufzutreten, der das Niederschlagssignal mit einer zeitlichen
Verzögerung in den Jahrring einbaut. Aufgrund der starken Niederschlagsabhängigkeit der
Bäume an diesem Standort könnte dies als lokale pflanzenphysiologische Adaptation
gegenüber Trockenstress gedeutet werden.
Die Gegenüberstellung von δ 13 C- und δ 18 O-Zeitreihen von Fichten und Wacholdern am
Standort Qamdo liefert weitere bemerkenswerte Ergebnisse. Hier werden die δ 18 O-
Variationen beider Baumarten offenbar durch einen gemeinsamen exogenen Faktor gesteuert,
während das δ 13 C-Signal in den Jahrringen beider Arten völlig unabhängig voneinander ist.
Vergleicht man zusätzlich standortübergreifend die δ 18 O-Variationen zwischen Fichten und
149

7 Resümee und Ausblick
___________________________________________________________________________
Wacholdern, so zeigen alle Chronologien unabhängig voneinander die besten Korrelationen
mit den Fichten. Folglich scheinen die δ 18 O-Wacholderchronologien verstärkt lokale
Standorts- bzw. Niederschlagsverhältnisse widerzuspiegeln, während die Fichten offenbar ein
großräumig wirksames Klimasignal in ihren δ 18 O-Werten abspeichern. Die δ 13 C-
Chronologien sind dagegen sowohl art- als auch standortübergreifend durch ein eigenes,
lokales (Klima-)Signal gekennzeichnet.
Insgesamt ist der trocken-warme Standort Reting für alle Jahrringparameter durch die
deutlichsten Signale bei den Klima-Jahrring-Beziehungen charakterisiert. Sowohl für die
δ 13 C-, δ 18 O- als auch für die JRB-Variationen sind hier die höchsten Korrelationen zu
verzeichnen. Im Vergleich zu den anderen Wacholderzeitreihen ist dieser Standort damit am
besten zur Rekonstruktion vergangener Klimabedingungen geeignet. Aufgrund der hierfür
noch ausstehenden Rekonstruktionsberechnungen können mit den im Rahmen dieser Arbeit
erhobenen Isotopenchronologien aus Südost-Tibet noch keine Aussagen zur Dauer und/oder
zeitlichen Ausdehnung klimageschichtlich besonders interessanter Phasen, wie zu einem
„Mittelalterlichen Klimaoptimum“ bzw. einer „Kleinen Eiszeit“ gemacht werden. Zur
Klärung der Frage nach Dauer und Verlauf solcher Klimaphasen in Südost-Tibet ist eine
weitere, gezielte Probennahme nötig. So wird z.B. angestrebt, durch gezielte Probennahme
fossiler Hölzer bzw. Beprobung historischer Gebäude die momentane Belegungsdichte der
längsten Chronologie am Standort Qamdo von momentan zwei bzw. drei Individuen zwischen
500 und 1100 AD zu erweitern. Das Ziel ist hierbei, eine bis 1500 Jahre umfassende,
ausreichend belegte Rekonstruktion für diesen Standort zu ermöglichen.
Zusammenfassend wird an den geschilderten Ergebnissen deutlich, dass bei Arbeiten mit
Zeitreihen aus biologisch beeinflussten Archiven ein grundlegendes, mehrdimensionales
Problem auftritt. So müssen bei der Interpretation der Ergebnisse sowohl mögliche
Veränderungen in der Zeit, als auch im biologischen System (z.B. der Biosphäre an sich)
selbst berücksichtigt werden. Gerade dieser Aspekt kann z.T. jedoch eine Übertragung der
gewonnenen Ergebnisse auf rezent ablaufende Prozesse erschweren.
7.2 Ausblick
Die im Rahmen dieser Arbeit gewonnenen Erkenntnisse führen zu folgenden Ansätzen für
weiterführende Untersuchungen:
Alleinige Berechnungen mit den Standardparametern Temperatur und Niederschlag reichen
nach eigener Auffassung zur Entschlüsselung der in den Jahrringisotopen gespeicherten
Klimainformationen nicht aus. Vielmehr muss in zukünftigen Arbeiten der Blick auf andere,
150

7 Resümee und Ausblick
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abgeleitete Klimaparameter gerichtet werden, die das komplexe Wirkungsgefüge des Systems
Baum möglicherweise besser berücksichtigen. Hierzu zählen z.B. Evapotranspirationswerte
(PET), die Wassernutzungskapazität (WUE) oder atmosphärische Strahlungswerte. Dies stellt
gerade in einer peripheren Hochgebirgsregion wie sie z.B. der Himalaja darstellt, eine
besondere Herausforderung dar, da hier nur selten mehrere Jahrzehnte umfassende bzw.
wissenschaftlich betreute und gewartete Klimastationen zur Verfügung stehen. Zusätzlich
bieten sich Rezentstudien bzw. zeitlich hochauflösende Studien, wie z.B. die Analyse des
intraannuellen Isotopenverlaufs kombiniert mit Tagesmessungen verschiedener Parameter zur
Entschlüsselung fehlender erklärter Varianzen am Gesamtsignal an.
Speziell die Problematik des „richtigen“ CO2-Korrekturansatzes bleibt von zentraler
Bedeutung für zukünftige Arbeiten mit Kohlenstoffisotopen. Das Einbeziehen eines
pflanzenphysiologischen Faktors zu der allgemein anerkannten CO2-ATM-Korrektur wird nach
den Ergebnissen der Klima-Jahrring-Berechnungen dieser Arbeit als sinnvoll erachtet.
Zentrales Problem bleibt hierbei jedoch ein möglicherweise standortsspezifischer
Korrekturfaktor sowie die momentan noch mangelnde Übertragbarkeit bestehender Ansätze
auf die Bedingungen am natürlichen Wuchsort. Für Arbeiten in Hochgebirgen ist
möglicherweise ein zusätzlich wirksamer CO2-Höheneffekt zu berücksichtigen (KÖRNER
2003). Die geschilderte Problematik stellt damit auch in Zukunft noch eine Herausforderung
insbesondere für pflanzenphysiologische Prozeßstudien dar.
Der für alle untersuchten Standorte vorliegende Methodenverbund der verschiedenen
Jahrringparameter wie JRB und stabile Isotope (δ 13 C und δ 18 O) ist für weitere
Untersuchungen zur Klimavariabilität und Ökologie Südost-Tibets von herausragender
Bedeutung. Dadurch, dass die verschiedenen Parameter größtenteils unabhängig voneinander
sind, bieten sich für jeden Standort eigene Analysen zur klimatischen Steuerung der Signale
an. Als Ziel können für jeden der untersuchten Standorte anhand der verschiedenen
Jahrringparameter unterschiedliche saisonale Muster und Jahreszeiten rekonstruiert werden.
Das Verständnis der jeweils wirksamen klimatischen Zusammenhänge erleichtert damit neben
der Interpretation des Paläoklimas auch die Einschätzung der Wirkung zukünftiger
Klimaänderungen auf die Baumvegetation im südöstlichen Teilraum des Tibetischen
Hochlandes.
151

8 Literatur
___________________________________________________________________________
8. Literaturverzeichnis
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8 Literatur
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Anlagen

Anlage 1: Vergleich der Zeitreiheneigenschaften Gleichläufigkeit (GLK) und Pearson´scher
Korrelationskoeffizient (r) der korrigierten δ 13 CKÜRSCHNER- und δ 13 CFeng-Residualwerte aller untersuchten
Standorte. Zusätzlich angegeben sind die jeweiligen Signifikanzniveaus mit p

Jahr Korrektursumme δ 13 CATM Korrektursumme δ 13 CKürschner Korrektursumme δ 13 CFeng & Epstein
1839 0,0899 0,1337 0,2100
1840 0,0926 0,1377 0,2162
1841 0,0953 0,1417 0,2224
1842 0,0979 0,1456 0,2285
1843 0,1005 0,1495 0,2346
1844 0,1018 0,1514 0,2376
1845 0,1032 0,1533 0,2406
1846 0,1058 0,1571 0,2465
1847 0,1083 0,1609 0,2525
1848 0,1109 0,1647 0,2584
1849 0,1134 0,1684 0,2642
1850 0,1146 0,1703 0,2671
1851 0,1159 0,1721 0,2700
1852 0,1184 0,1758 0,2757
1853 0,1209 0,1795 0,2814
1854 0,1233 0,1831 0,2871
1855 0,1245 0,1849 0,2899
1856 0,1257 0,1867 0,2927
1857 0,1282 0,1903 0,2983
1858 0,1306 0,1938 0,3039
1859 0,1330 0,1974 0,3095
1860 0,1353 0,2009 0,3150
1861 0,1365 0,2027 0,3177
1862 0,1377 0,2044 0,3205
1863 0,1401 0,2079 0,3260
1864 0,1424 0,2114 0,3314
1865 0,1448 0,2149 0,3369
1866 0,1459 0,2166 0,3396
1867 0,1471 0,2184 0,3424
1868 0,1495 0,2219 0,3478
1869 0,1518 0,2253 0,3533
1870 0,1542 0,2288 0,3588
1871 0,1565 0,2323 0,3643
1872 0,1577 0,2341 0,3670
1873 0,1589 0,2359 0,3698
1874 0,1613 0,2394 0,3753
1875 0,1637 0,2430 0,3809
1876 0,1661 0,2465 0,3865
1877 0,1673 0,2483 0,3893
1878 0,1685 0,2501 0,3922
1879 0,1710 0,2538 0,3979
1880 0,1735 0,2575 0,4037
1881 0,1760 0,2612 0,4095
1882 0,1786 0,2650 0,4154
1883 0,1799 0,2669 0,4184
1884 0,1812 0,2688 0,4214
1885 0,1838 0,2727 0,4275
1886 0,1865 0,2767 0,4337
1887 0,1892 0,2808 0,4400
1888 0,1906 0,2828 0,4432
1889 0,1920 0,2849 0,4464
1890 0,1949 0,2891 0,4529
1891 0,1978 0,2934 0,4596
1892 0,2008 0,2978 0,4664
1893 0,2039 0,3022 0,4734
1894 0,2054 0,3045 0,4770
1895 0,2070 0,3068 0,4805
1896 0,2103 0,3116 0,4878
1897 0,2136 0,3164 0,4953
1898 0,2170 0,3214 0,5030
1899 0,2205 0,3265 0,5108
1900 0,2223 0,3291 0,5149
1901 0,2241 0,3317 0,5189
1902 0,2279 0,3371 0,5273
170

Jahr Korrektursumme δ 13 CATM Korrektursumme δ 13 CKürschner Korrektursumme δ 13 CFeng & Epstein
1903 0,2317 0,3427 0,5358
1904 0,2357 0,3484 0,5446
1905 0,2377 0,3514 0,5492
1906 0,2398 0,3544 0,5537
1907 0,2440 0,3605 0,5630
1908 0,2484 0,3668 0,5726
1909 0,2530 0,3733 0,5826
1910 0,2576 0,3800 0,5928
1911 0,2601 0,3834 0,5981
1912 0,2625 0,3869 0,6034
1913 0,2675 0,3941 0,6142
1914 0,2727 0,4015 0,6255
1915 0,2781 0,4091 0,6371
1916 0,2808 0,4131 0,6431
1917 0,2836 0,4170 0,6491
1918 0,2894 0,4252 0,6615
1919 0,2953 0,4336 0,6743
1920 0,3015 0,4424 0,6875
1921 0,3079 0,4514 0,7011
1922 0,3112 0,4561 0,7081
1923 0,3145 0,4608 0,7152
1924 0,3214 0,4704 0,7297
1925 0,3285 0,4804 0,7448
1926 0,3358 0,4907 0,7603
1927 0,3396 0,4961 0,7684
1928 0,3434 0,5014 0,7764
1929 0,3513 0,5125 0,7930
1930 0,3594 0,5239 0,8101
1931 0,3678 0,5357 0,8278
1932 0,3766 0,5479 0,8461
1933 0,3811 0,5543 0,8555
1934 0,3856 0,5606 0,8650
1935 0,3949 0,5736 0,8844
1936 0,4046 0,5871 0,9046
1937 0,4146 0,6010 0,9253
1938 0,4249 0,6154 0,9468
1939 0,4303 0,6228 0,9578
1940 0,4356 0,6303 0,9689
1941 0,4466 0,6456 0,9917
1942 0,4580 0,6614 1,0153
1943 0,4698 0,6778 1,0396
1944 0,4759 0,6862 1,0521
1945 0,4820 0,6947 1,0647
1946 0,4945 0,7121 1,0905
1947 0,5075 0,7300 1,1172
1948 0,5209 0,7486 1,1446
1949 0,5347 0,7677 1,1729
1950 0,5419 0,7775 1,1875
1951 0,5490 0,7874 1,2021
1952 0,5637 0,8077 1,2322
1953 0,5789 0,8287 1,2631
1954 0,5946 0,8502 1,2950
1955 0,6026 0,8613 1,3115
1956 0,6107 0,8725 1,3279
1957 0,6273 0,8954 1,3617
1958 0,6445 0,9189 1,3965
1959 0,6621 0,9432 1,4323
1960 0,6803 0,9682 1,4691
1961 0,6897 0,9811 1,4880
1962 0,6991 0,9939 1,5070
1963 0,7183 1,0204 1,5460
1964 0,7382 1,0477 1,5860
1965 0,7586 1,0757 1,6272
1966 0,7691 1,0901 1,6484
171

Jahr Korrektursumme δ 13 CATM Korrektursumme δ 13 CKürschner Korrektursumme δ 13 CFeng & Epstein
1967 0,7797 1,1045 1,6696
1968 0,8013 1,1341 1,7131
1969 0,8235 1,1645 1,7578
1970 0,8464 1,1958 1,8038
1971 0,8699 1,2280 1,8509
1972 0,8820 1,2445 1,8752
1973 0,8941 1,2610 1,8994
1974 0,9189 1,2949 1,9491
1975 0,9444 1,3298 2,0002
1976 0,9706 1,3655 2,0526
1977 0,9976 1,4023 2,1064
1978 1,0114 1,4211 2,1339
1979 1,0252 1,4400 2,1615
1980 1,0536 1,4786 2,2181
1981 1,0827 1,5183 2,2762
1982 1,1126 1,5590 2,3357
1983 1,1280 1,5799 2,3662
1984 1,1433 1,6008 2,3967
1985 1,1748 1,6436 2,4592
1986 1,2070 1,6875 2,5233
1987 1,2401 1,7324 2,5889
1988 1,2740 1,7785 2,6562
1989 1,2914 1,8022 2,6907
1990 1,3088 1,8258 2,7251
1991 1,3445 1,8742 2,7957
1992 1,3810 1,9237 2,8680
1993 1,4184 1,9745 2,9420
1994 1,4376 2,0005 2,9798
1995 1,4568 2,0265 3,0177
1996 1,4768 2,0582 3,0697
1997 1,4968 2,0899 3,1217
1998 1,5168 2,1215 3,1737
1999 1,5410 2,1538 3,2199
2000 1,5626 2,1853 3,2687
2001 1,5841 2,2168 3,3175
2002 1,6056 2,2483 3,3663
2003 1,6265 2,2802 3,4176
2004 1,6479 2,3119 3,4672
2005 1,6694 2,3437 3,5167
172

Schriften des Forschungszentrums Jülich
Reihe Energie & Umwelt / Energy & Environment
1. Einsatz von multispektralen Satellitenbilddaten in der Wasserhaushalts-
und Stoffstrommodellierung – dargestellt am Beispiel des
Rureinzugsgebietes
von C. Montzka (2008), XX, 238 Seiten
ISBN: 978-3-89336-508-1
2. Ozone Production in the Atmosphere Simulation Chamber SAPHIR
by C. A. Richter (2008), XIV, 147 pages
ISBN: 978-3-89336-513-5
3. Entwicklung neuer Schutz- und Kontaktierungsschichten für
Hochtemperatur-Brennstoffzellen
von T. Kiefer (2008), 138 Seiten
ISBN: 978-3-89336-514-2
4. Optimierung der Reflektivität keramischer Wärmedämmschichten aus
Yttrium-teilstabilisiertem Zirkoniumdioxid für den Einsatz auf metallischen
Komponenten in Gasturbinen
von A. Stuke (2008), X, 201 Seiten
ISBN: 978-3-89336-515-9
5. Lichtstreuende Oberflächen, Schichten und Schichtsysteme zur
Verbesserung der Lichteinkopplung in Silizium-Dünnschichtsolarzellen
von M. Berginski (2008), XV, 171 Seiten
ISBN: 978-3-89336-516-6
6. Politikszenarien für den Klimaschutz IV – Szenarien bis 2030
hrsg.von P. Markewitz, F. Chr. Matthes (2008), 376 Seiten
ISBN 978-3-89336-518-0
7. Untersuchungen zum Verschmutzungsverhalten rheinischer Braunkohlen
in Kohledampferzeugern
von A. Schlüter (2008), 164 Seiten
ISBN 978-3-89336-524-1
8. Inorganic Microporous Membranes for Gas Separation in Fossil Fuel Power
Plants
by G. van der Donk (2008), VI, 120 pages
ISBN: 978-3-89336-525-8
9. Sinterung von Zirkoniumdioxid-Elektrolyten im Mehrlagenverbund der
oxidkeramischen Brennstoffzelle (SOFC)
von R. Mücke (2008), VI, 165 Seiten
ISBN: 978-3-89336-529-6
10. Safety Considerations on Liquid Hydrogen
by K. Verfondern (2008), VIII, 167 pages
ISBN: 978-3-89336-530-2

Schriften des Forschungszentrums Jülich
Reihe Energie & Umwelt / Energy & Environment
11. Kerosinreformierung für Luftfahrtanwendungen
von R. C. Samsun (2008), VII, 218 Seiten
ISBN: 978-3-89336-531-9
12. Der 4. Deutsche Wasserstoff Congress 2008 – Tagungsband
hrsg. von D. Stolten, B. Emonts, Th. Grube (2008), 269 Seiten
ISBN: 978-3-89336-533-3
13. Organic matter in Late Devonian sediments as an indicator for
environmental changes
by M. Kloppisch (2008), XII, 188 pages
ISBN: 978-3-89336-534-0
14. Entschwefelung von Mitteldestillaten für die Anwendung in mobilen
Brennstoffzellen-Systemen
von J. Latz (2008), XII, 215 Seiten
ISBN: 978-3-89336-535-7
15. RED-IMPACT
Impact of Partitioning, Transmutation and Waste Reduction Technologies
on the Final Nuclear Waste Disposal
SYNTHESIS REPORT
ed. by W. von Lensa, R. Nabbi, M. Rossbach (2008), 178 pages
ISBN 978-3-89336-538-8
16. Ferritic Steel Interconnectors and their Interactions with Ni Base Anodes in
Solid Oxide Fuel Cells (SOFC)…
by J. Froitzheim (2008), 169 pages
ISBN: 978-3-89336-540-1
17. Integrated Modelling of Nutrients in Selected River Basins of Turkey
Results of a bilateral German-Turkish Research Project
project coord. M. Karpuzcu, F. Wendland (2008), XVI, 183 pages
ISBN: 978-3-89336-541-8
18. Isotopengeochemische Studien zur klimatischen Ausprägung der
Jüngeren Dryas in terrestrischen Archiven Eurasiens
von J. Parplies (2008), XI, 155 Seiten, Anh.
ISBN: 978-3-89336-542-5
19. Untersuchungen zur Klimavariabilität auf dem Tibetischen Plateau –
Ein Beitrag auf der Basis stabiler Kohlenstoff- und Sauerstoffisotope in
Jahrringen von Bäumen waldgrenznaher Standorte
von J. Grießinger (2008), XIII, 172 Seiten
ISBN: 978-3-89336-544-9

Band | Volume 19
ISBN 978-3-89336-544-9