Pluviale Interpluviale, eine aktuelle Forschungsbilanz

Pluviale / Interpluviale, eine aktuelle Forschungsbilanz

Vorwort

Das vorliegende Referat befaßt sich mit der Thematik der Pluviale und der Interpluviale, die während eines geologisch jungen Zeitabschnitts, dem Holozän, auf der Erde geherrscht haben. In diesem Referat sollen verschiedene Forschungsstände zu verschiedenen Erforschungszeiten und auch die jeweiligen Forschungsmethoden behandelt werden. Bei der Bearbeitung dieses Themas trifft man unweigerlich auf Abweichungen, insbesondere bei der Datierung der verschiedenen Zeiten, die zumeist aus unterschiedlichen Datierungsmethoden stammen. Um ein möglichst vollständiges Bild des Phänomens 'Pluviale / Interpluviale' zu bekommen, sind diese zum Teil nicht korrelierenden Zeitangaben zu diskutieren.

Die Ausführungen über die holozänen Pluviale beschränken sich schwerpunktmäßig auf die Sahara. Um einen Vergleich zum Status quo zu haben, muß auch dieser erwähnt und auch beschrieben werden. Das heißt, finden in den beschriebenen Gebieten heute Vorgänge wie Bodenbildung und die damit verbundene Vegetationsansiedlung statt ? Wie sieht die rezente Flächenbildung im Vergleich zur holozänen aus ? Wieso sind heute diese Bereiche überhaupt Wüsten ?

Pluviale sind Klimaabschnitte des Pleistozäns in den heute trockenen Subtropen, die zu Beginn der Erforschung mit den pleistozänen Warm- und Kaltzeiten korreliert wurden. Das kühlere Klima der Pluviale sollte von stärkeren Niederschlägen begleitet sein, da sich die Klimazonen der Erde während des Pleistozäns in Richtung des Aquators verschoben haben. Für den gesamten ökologischen Zustand war im Vergleich zu heute der günstigere Wasserhaushalt aufgrund stärkerer Bewölkung und damit geringerer Verdunstung. Die Interpluviale unterscheiden sich von den Pluvialen durch veränderte Klimabedingungen, die sich in anderen geomorphologischen Phänomenen ausdrücken. Zum Beispiel in Dünenbildungen im Gegensatz zu Bodenbildungen, in sinkenden Seespiegeln im Gegensatz zu erhöhten Seespiegelständen. Allgemein formuliert, in arideren und lebensfeindlicheren Klimaten während des Pleistozäns.

Einleitung

Während des Pleistozäns herrschte in vielen Gegenden der Erde ein anderes Klima als heute. Besonders in der Sahara war diese Tatsache eine weitreichende Ursache in Hinblick auf heutige Oberflächenformen, die offensichtlich unter anderen Umweltbedingungen als heute entstanden sind. Die heute vorhandenen Serir-Flächen in der Sahara sind ein Ergebnis einer humideren Epoche, die auf andere Akkumulations- und Erosionsbedingungen schließen lassen. Die heutigen fossilen Dünen südlich der Sahara lassen auf einen prähistorischen Wüstengürtel schließen, der weiter südlich als heute gelegen haben muß. Felsbilder lassen auf eine weit verbreitete anspruchsvolle Säugetierwelt schließen. (SMITH, 7ff)

Im oberägyptischen Niltal zeugen alte Flußterrassen von einer erhöhten Wasserführung, wohingegen in Unterägypten keine Flußterrassen, aber dafür alte Meeresterrassen vorhanden sind, die auf eine Eustasie größeren Ausmaßes schließen lassen. (NILSSON, 342) Ahnliche Phänomene lassen sich in Marokko nachvollziehen, wobei sich hier biogeographisch bedingte Korrelationsschwierigkeiten zwischen dem Mittelmeer und der Küste Marokkos ergeben, sodaß ein Rückschluß auf prähistorische Meeresspiegelstände hier mit Schwierigkeiten verbunden ist. (NILSSON, 347)

Man findet jedoch sowohl im Tschad-Becken als auch an den ostafrikanischen Seen Felsformationen, die mit Spuren von Süßwassermuscheln versetzt sind, sodaß mit Hilfe der ¹⁴C-Methode prähistorische Seespiegelstände rekonstruiert werden können. (NILSSON, 344)

Ob nun diese Feuchtzeiten in der Sahara mit den europäischen Kaltzeiten, bzw. Interpluviale mit warmen Episoden in den höheren Breiten zu korrelieren sind, gilt es zu untersuchen. Vor allem, ob die Entstehung von Pluvialen in heute ariden Gebiete vom europäischen Eispanzer oder von globalen tektonischen Geschehnissen, die unterschiedliche Strahlungs- und Strömungsverhältnisse hervorriefen könnten, abzuleiten sind.

1 Gründe für die Aridität der Sahara

Um die letzte Frage des Vorworts aufzugreifen - wieso ist die Sahara trocken ? - und sie zugleich definieren zu wollen, sind zahlreiche Faktoren zu beachten: die Lage in bestimmten Klimazonen, die damit verbundenen Niederschläge, die daraus resultierenden biotischen Faktoren wie Bodenbildung und Vegetation und die durch relative Vegetationsarmut bedingten Verdunstungsverhältnisse, die wiederum andere Ein- und Ausstrahlungsverhältnisse hervorruft, als sie zum Beispiel in den gemäßigten Breiten anzutreffen sind.

Im einzelnen kann man folgende Phänomene wie folgt zusammenfassen:

Eine Wüste ist ein Gebiet, das durch Vegetationsarmut oder Vegetationslosigkeit charakterisiert ist und die durch Wärme, Trockenheit und/oder Kälte bedingt wird (KAISER, 25). Die folgenden Ausführungen über die Pluviale und Interpluviale beschränken sich auf die sogenannten Trocken- und Hitzewüsten. Diese sind dadurch gekennzeichnet, daß die Verdunstung gegenüber den Niederschlägen dominiert. Diesen Sachverhalt faßte PENCK um 1910 in der Formel N - V < 0 zusammen (KAISER, 25).

Oder nach MECKELEIN, 1959, Nd < V _pot, wobei die Sahara die höchsten Verdunstungsraten mit 5-6m/Jahr erreicht. Im Vergleich dazu nehmen sich die Werte von 2,4m/Jahr für Zentralaustralien und 2m/Jahr für die Kalahari geradezu bescheiden aus (BESLER, 163). Die oben genannten Gebiete sind passatische Trockengebiete, wobei deren Lage in den Passatgürteln der Erde nur ein Teilgrund für ihre Aridität ist.

Der um 1956 von KOTESWARAM zum ersten Mal untersuchte Ostjet ist die eigentliche Hauptursache der Aridität über Nordafrika. Es handelt sich hierbei um sehr beständige Höhenwinde an der Obergrenze der Troposphäre, die im Mittel Sturmstärken von 120 km/h, und nicht selten 270 km/h erreichen.

Der Kern des Ostjets liegt bei 12-14° N und aufgrund der Aufwölbung der Troposphäre in Aquatornähe in 14 km Höhe. Er erstreckt sich im Gegensatz zum circum-globalen Westjet von 150° E bis 20° W und ist im Gegensatz zu den Passaten nicht direkt von der Anderung des Sonnenstandes abhängig; er bildet sich im (Nord) - Sommer aus dem Druckunterschied zwischen einem extremen Höhenhoch über Tibet und dem Höhentief über dem Indischen Ozean. Über dem Hochland von Tibet liegen die Temperaturen der oberen Troposphäre um 8-10°C höher als über dem Aquator. Dieses Höhenhoch entsteht einerseits durch die direkte Aufheizung der im Schnitt 4500 - 6000 m ü. NN gelegenen Landfläche und anderseits durch die freiwerdende Kondensationswärme der Steigungsniederschläge am Himalaya.

Der Ostjet entsteht dabei aus dem Gradientwind zwischen dem Hoch und dem Tief, der durch die Rechtsablenkung der Coriolisbeschleunigung die starke Ostströmung als geostrophischen Wind in der oberen Troposphäre hervorruft (BESLER, 164).

Wie im Bereich jeder Strahlströmung, existiert auch hier gesetzmäßig im Mittel eine quer zur Strahlstromachse gerichtete Querzirkulation, bei der die Querkomponente des Windes im Einzugsgebiet (in diesem Fall im Osten) aus nördlich nach der kalten Seite, im ausgedehnten Delta von 75°E bis 15°W über Nordafrika aber aus südlichen Richtungen zur warmen Seite hin gerichtet ist (FLOHN, 1964, 60).

Das heißt, da die Coriolisbeschleunigung C der Windgeschwindigkeit v proportional ist (C = 2v sin õ) und dadurch im Entstehungsgebiet des Ostjets langsam anwächst, werden die Luftmassen ageostrophisch, d.h., durch die abbremsende Wirkung der Bodenreibung von der Windrichtung abweichend, gegen das Tief beschleunigt. Dabei wird potentielle in kinetische Energie umgewandelt und es entsteht im Jet-Entstehungsgebiet die oben beschriebene Querzirkulation im Gegenuhrzeigersinn mit der aufsteigenden Luft über dem warmen Südasien und der absinkenden Luft über dem relativ kühlen Ozean.

Anderseits erfolgt im Jet-Delta über Nordafrika infolge der abnehmenden Geschwindigkeit - bei der Rückwandlung von kinetischer in potentielle Energie- eine Windablenkung zum Höhenhoch hin (BESLER, 164).

Die Auswirkungen dieser Umwandlung kann man auf Wetterkarten in der Zeit von Mitte Juni bis Ende August beobachten, wo in 9-16 km Höhe eine riesige Höhenhochzelle über Nordafrika und dem Nahen Osten verzeichnet ist (FLOHN, 1964, 64). Diese Zirkulation ist in der Höhe gegen den hohen Druck gerichtet und erzwingt im Süden ein Aufsteigen in der äquatorialen Kaltluft und im Norden ein Absinken in der subtropisch-kontinentalen Warmluft, wobei die absinkende Luft um 3-5°C wärmer als die aufsteigende ist (FLOHN, 1964, 62).

Man sieht, die Energiequellen für den Ost-Jet liegen weit vom eigentlichen Betrachtungsgebiet - der Sahara- entfernt; die Wärmequelle über dem Hochland von Tibet, genauer, ein abgeschlossenes Wärmegebiet in 5,5 - 9 km Höhe wurde von FLOHN 1968 über Südtibet nachgewiesen, das seine Entstehung im feuchten Südosten des Landes dem Freisetzen latenter Wärme in den Gewittertürmen der einströmenden Monsunluft verdankt, während im 4 - 5000 m hoch gelegenen ariden Westen Tibets die von der Strahlungsbilanz am Boden gelieferte fühlbare Wärme zu dem oben genannten Wärmegebiet beiträgt.

Diese permanente Wärmequelle und ihr Gegensatz zu den Temperaturen der Aquatorzone ist die Ursache für die Intensität - die Geschwindigkeit beträgt im Schnitt 30-40 m/s, also rund 110-140 km/h- und Konstanz dieser tropischen Strahlströmung. Das oben erwähnte Höhenhoch im Deltabereich des Ost-Jets wird durch die, zum hohen Druck gerichtete, Querkomponente erhalten, die gleichzeitig ein großräumiges Absinken von 600m pro Tag auf einer Fläche von fast 7 Millionen km¨ bewirkt (FLOHN, 1964, 65).

Der absinkende Teil des Ost-Jets fällt mit der Lage der Nördlichen Tropischen Konvergenz im Sommer zusammen, sodaß hierbei die Konvektion - auch von monsunalen Luftmassen- verhindert, oder zumindest unterdrückt wird. Daher ist die Tropische Konvergenz nicht wie im Süden die Niederschlagszone, da die Niederschläge erst dort auftreten können, wo die absinkende Bewegung der Querzirkulation in den horizontalen Austausch übergeht. Das bedeutet für Nordafrika, daß eine trockene Monsunzone im Norden und eine feuchte Monsunzone zwischen 16-17° S existiert (BESLER, 165).

Zusammenfassend kann man festhalten, daß die Sahara ihre extreme Aridität letztendlich dem Relief Asiens, und nicht ihrer eigenen Kontinentalität, verdankt.

2. Indizien für Paläoklimate in der Sahara

1 Archäologische Indizien

Hierzu gehören die zahlreichen Felsbilder, die sich in heute ariden bis hyperariden Gebieten befinden. Hinzu kommen noch aus der Alt- und Jungsteinzeit stammendearchäologische Funde an und auf den Hochflächen der Sahara (BUTZER, 1971, 352).

2 Pollenanalytische Indizien

Für die Altersbestimmung von organischen Substanzen hat sich die Pollenanalyse bisher als brauchbar erwiesen. Allerdings ist die Erhaltung der Pollen in saharischen Ablagerungen ziemlich gering. Hinzu kommt noch, daß die Pollenspektren durch Fernflug und Umlagerung aus älteren Lagerstätten dergestalt verfälscht werden, daß eine Aussage über die tatsächliche Flora und deren Alter selten möglich ist (BUTZER, 1971, 353).

3 Geologische und bodenkundliche Indizien

Eine Reihe von fluvialen, äolischen und limnischen Ablagerungen und Erosionsformen können geomorphologischen Prozessen während des Holozäns zugeschrieben werden. Wo sich diese Phänomene von den gegenwärtigen Prozessen unterscheiden, sind qualitative paläoklimatische Rückschlüsse mit einem befriedigenden Grad an Zuverlässigkeit möglich (BUTZER, 1971, 353).

Fossile Böden oder Reliktböden, die sich heute nicht mehr bilden, weisen auf eine ehemalige Bodenbildungsintensität hin, die im Widerspruch zum Klima und zur heutigen Vegetation steht. Wenn solche Paläoböden mit rezenten Böden aus entsprechenden Klima- und Vegetationszonen verglichen werden, lassen sich deren Bewuchs und Bildungsbedingungen interpretieren. Mithilfe der 14-C-Methode kann man dann deren Alter feststellen. (BUTZER, 1971, 353)

4 Isotopenhydrologische Indizien

Infolge der unterschiedlichen physikalischen Eigenschaften leichter und schwerer Wässer, kommt es in den Niederschlägen (und damit auch im Grundwasser) vom Meer in Richtung der Kontinente zu dem Phänomen, daß Wässer kontinentwärts an schweren Molekülen verarmen. Diesen Massenunterschied kann man messen und daraus das Alter der Niederschläge ableiten (HÖLTING, 155).

2.1. Archäologische Indizien

2.1.1. Felsbilder

Auf Felsen der saharischen Hochländern wie der Hoggar in Algerien, wo im Jahre 1933 die ersten Felsbilder entdeckt wurden, das Aïr-Massiv im Niger, das Tibesti-Massiv im Tschad, dem Gilf-Kebir in Agypten sowie dem Djebel-Uweinat und dem Darfur-Massiv im Sudan, weiterhin in manchen Senken und Trockentälern wie dem Fezzan in Libyen, den Oasen Dakhla und Kharga in Agypten, zeichnete der prähistorische Mensch anspruchsvolle Tierarten aus dem sudanesischen Bereich. Heute bieten die meisten dieser Gegenden allenfalls für Antilopen und Gazellen eine Existenzmöglichkeit. Die Fauna der Felsmalereien wird zweifellos eine günstigere Umwelt als in der jetzt öden und verlassenen Wüste vorgefunden haben. (BUTZER, 1958, 20)

Diese Darstellungen geben zwar einen Ein- und Überblick über die neolithische Fauna und deren geographische Verbreitung. Allerdings ist beim Rückschluß auf die neolithische Umwelt ein chronologischer Widerspruch vorhanden, denn die Darstellungen wurden im Verlauf von mehreren Jahrtausenden gezeichnet, sodaß es durchaus sein kann, daß bestimmte Tierarten nur in bestimmten Zeiten und unter bestimmten Umweltbedingungen vorgekommen sind. Durch einen Vergleich der heutigen Ausbreitungen derselben Tiergattungen in ihren ökologischen Grenzen ist dies in einem gewissen Rahmen möglich. Die Trockengrenze, die das Grenzvorkommen eines geschlossenen Bestandes an Tierarten darstellt, ist anhand der Niederschlagskarte von DUBIEF, 1953, nachzuvollziehen. Das prähistorische Vorkommen ist sowohl auf der Karte 1 als auch auf der Karte 2 ersichtlich, wobei auf Karte 2 die Gebiete des heutigen Bestandes verzeichnet sind.

Die Giraffe kommt heute bis zur 200 mm-Isohyete vor. In antiken Zeiten und im Mittelalter wurde ihr Vorkommen in Gegenden wie der Nordrand des Fezzans und im Bereich der Kufra-Oasen erwähnt, die heute zwischen 50mm und 150mm Jahresniederschlag erhalten.

Das Vorkommen der Elefanten, die heute in geschlossenen Verbänden in Gegenden mit rund 250 mm Jahresniederschlag vorkommen, wurde aus Gegenden mit heute 100-150mm Niederschlag überliefert. Ebenso ist das rezente Vorkommen des Flußpferdes an permanente Wasserflächen oder Tümpel gebunden, sodaß diese Spezies als geschlossener Verband in Bereichen mit rund 500 mm Jahresniederschlag vorkommt. Das Rhinozeros ist heute in Gegenden mit 250mm Niederschlag anzutreffen (BUTZER, 34f).

Man könnte leicht dazu geneigt sein, Rückschlüsse auf das Paläoklima zu ziehen. Allerdings liegen zwischen den einzelnen Fundorten wie Tibesti, Hoggar und Fezzan beispielsweise hunderte von Kilometern, sodaß man zwar an den Fundstellen der Felsbilder ungefähre Vorstellungen über das zur Herstellungszeit herrschende Klima bekommen könnte. Aufgrund der großen Intensität der physikalischen Verwitterung sind Darstellungen auf weniger resistenten Felsen nicht mehr vorhanden, sodaß das so gewonnene Bild eher unvollständig bleibt.

Um aber eine ungefähre chronologische Einordnung zu geben, seien hier Butzers Ergebnisse aus dem Jahre 1958 aufgeführt, bei denen die verwendeten Farben mit Hilfe der ¹⁴C-Methode auf ihr Alter untersucht wurden, wobei er zu folgender Epochenchronologie der Felsbilder kommt:

- Die jungsteinzeitlichen Jäger um 6500 - 5600 BP. fertigten überwiegend naturalistische, dunkel patinierte Einzeldarstellungen in Größen von 0,50 - 3m an, die allesamt tief und sorgfältig eingeschliffen wurden. Dargestellt wurde Großwild wie zum Beispiel Flußpferde, Krokodile, Rhinozerosse und Elefanten, Giraffen, sowie Strauße und Antilopen.

- Die nomadischen jungsteinzeitlichen Viehzüchter und Jäger ab ca. 6000 BP. verlegten sich auf Gruppendarstellungen in Form von Gravierungen und Malereien, die weniger naturalistisch, aber heller patiniert und von kleinerem Ausmaß waren. Die Abbildungen bestehen zumeist aus Rinderherden und Jagdwild, wobei eine allmähliche, wohl anthropogen bedingte, Zurückdrängung der anspruchsvolleren Arten wie Hippopotamus, Rhinozeros und Elefant festzustellen ist. Die drei zuletzt genannten Arten verschwinden in der östlichen Sahara nach 4750, in der zentralen Sahara um 4000 BP

- Nach 3500 BP. in der Ostsahara und um 2200 BP. in der Mittelsahara stellen die sogenannten Streitwagen-Krieger einige hell patinierte, eingehämmerte und mit punktförmigen Umrissen gestaltete Malereien und Gravierungen dar, wobei Pferde, Giraffen, Strauße und Antilopen abgebildet worden sind.

- Die seit Beginn der Zeitrechnung eingewanderten Kamelnomaden haben primitive, schematische und kaum patinierte Darstellungen hinterlassen, auf denen Kamele, Strauße und Mähnenschafe abgebildet wurden (BUTZER, 1958, 43f).

Wie man aus obigen Ausführungen entnehmen kann, sind die Felsbilder in der Sahara nur ein Indiz für ein Klima, das im Gegensatz zu heute, höhere und anspruchsvollere Säugetierarten zuließ. Es muß weiter untersucht werden, mit welchen Hilfsmitteln das offensichtlich günstigere prähistorische Klima in der Sahara rekonstruiert werden kann.

2.2.Pollenanalytische Indizien

Um Rückschlüsse auf das prähistorische Klima zu erhalten, versuchten Forscher, die prähistorische Vegetation anhand von Pollenfunden in Fluß- und Seeterrassen und deren Analysen zu datieren und zu charakterisieren. Um einen Vergleich zur rezenten Vegetation zu erhalten, soll dazu eine kurze Einführung gegeben werden.

2.2.1. Rezente Vegetation der Sahara

Die Vegetation der Sahara ist durch eine relative unregelmäßige räumliche Verbreitung charakterisiert. So zeichnet sich die Nordsahara durch eine diffuse Vegetation aus, d.h., eine sehr locker bewachsene Wüstensteppe, während sich in der Zentralsahara die Vegetation fast ausschließlich auf die Wadiläufe konzentriert. Aber auch in den begünstigten Gebieten ist die Vegetation nur eine Folge lokaler Niederschläge, wobei hier während Trockenperioden nur vereinzelte und verkümmerte Arten zu finden sind. Generell ist festzustellen, daß die geringe Anzahl von Pflanzenarten durch die extreme Aridität des Klimas und das Fehlen von entwickelten Böden bedingt wird (QUÉZEL,1971, 436f).

Die feuchteren, überwiegend gebirgigeren Regionen der nordafrikanischen und vorderasiatischen Mittelmeerküste sind durch die Hartlaubvegetation des Winterregengebiets gekennzeichnet. Der sich südlich daran anschließende Steppengürtel ist im wesentlichen baumfrei und wird von Halbsträuchern wie Artemisia und von Steppengräsern wie Stipa-, Poa-, Halfa- und Espartogras eingenommen. Die vorwiegend im Winter fallenden Niederschläge betragen hier 200-400 mm, woraus sich noch eine gleichmäßig verteilte Strauch- und Gräserbedeckung bilden kann. Gegenden mit 25% Bodenbedeckung durch Pflanzenbewuchs rechnet man noch zur Halbwüste (MENSCHING, 1972, 38).

Der Übergang zu den nördlichen Savannen wird von Akazien oder von Tamarisken gebildet (SCHULZ, 1987, 439), wobei diese 'diffuse' Vegetation der Savanne dann allmählich in eine 'kontrahierte' Vegetation übergeht, d.h., eine auf wenige, durch Klima, Exposition und Boden bevorzugte Ansiedlung in einer vegetationslosen Umgebung (WALTHER, 437), worunter Senken, Abflußmulden und Trockentälern fallen.

Die paläotropische Flora der südlichen Sahara ist eng an das tropische Klima gebunden, wohingegen die Flora der weitgehend extrem ariden zentralsaharischen Becken weitgehend an den jeweiligen Grundwasserspiegel gebunden ist. Die Flora der saharischen Hochländer und Gebirge beinhalten viele Gemeinsamkeiten der nördlichen und südlichen Sahara. Mediterrane Elemente sind in Höhen um 1000-2000 m dominant, gleichzeitig sind sie aber durchsetzt mit tropischen Arten und Vertretern der prähistorischen panafrikanischen Randflora (LE HOUÉROU, 13).

Die Entdeckung von zahlreichen Reliktarten von biogeograpisch unterschiedlicher Bedeutung, besonders auf den Hochgebirgen, veranlaßte Botaniker zu palynologischer Untersuchungsmethoden, sodaß man aufgrund dieser Ergebnisse die Geschichte des Pflanzenlebens seit Beginn des Quartärs rekonstruieren konnte (QUÉZEL, 1971, 473). Hinzu kommt noch, daß man bei zahlreichen Untersuchungen von Pollenspektren in der Sahara festgestellt hat, daß der rezente Übergang von saharischer zu sahelischer Vegetation von Zypressen und Graminae gebildet wird, womit die prähistorische Grenze zwischen Sahara und Sahel gezogen werden kann (SCHULZ, 1987, 438).

2.2.2. Interpretationsprobleme bei den Pollenanalysen

Eine direkte Übertragung der aktuellen Pollenspektren auf holozäne Sedimente ist jedoch nicht immer ohne weiteres möglich, da die Frage einer selektiven Verwitterung der Pollenkörner nicht geklärt ist. Die Erfahrungen aus dem aktuellen Pollenniederschlag zeigen , daß der Anteil an Fernflugkomponenten sehr groß ist. So müssen die wenigen Pollenkörner der temperierten und mediterranen Florenelemente durch Ferneinfluß erklärt werden, da sich vor allem in Gebirgsbereichen eine Anreicherung von weit verfrachteten Pollen einstellt (SCHULZ, 1980, 154).

Was sehr wichtig für die weitere Betrachtung ist, daß sich die jeweiligen Witterungsbedingungen im jeweiligen Pollenniederschlag widerspiegeln (SCHULZ, 1980, 166), sodaß man aus gefundenen Pollen erstens Rückschlüsse auf die Arten und zweitens deren umgebendes Klima tätigen kann. Dies trifft aber nur dann zu, wenn die Pollen nicht durch eine spätere Umlagerung und weiteren Transport in Sedimenten auftreten, die nicht die geoökologische Situation der Pollen repräsentieren. Somit sind Rückschlüsse auf die prähistorische Flora nur möglich, wenn in der weiteren Umgebung des Fundortes rezent dieselben Pollen der Flora auftreten (LITTMANN, 1988, 36).

Palnyologische Untersuchungen um 1950 ergaben beispielsweise eine weite Ausbreitung der mediterranen Flora in der Zentralen Sahara, und dort vor allem an den Fußflächen der Gebirge. Auf den Bergen wuchsen Koniferen wie die Pinie und die Zeder. Man kann allerdings nur sagen, daß sich diese mediterrane Flora in den alluvialen Terrassen gehalten hat (QUÉZEL,1963, 244).

Diese Ergebnisse sind jedoch mit einiger Vorsicht zu genießen, da nämlich die unterschiedliche hohe Pollenproduktion verschiedener Arten sowie die sehr unterschiedliche Haltbarkeit der Pollen zu lokaler Unter- bzw. Überrepräsentation bestimmter Arten in den Pollenspektren eines Fundorts führt (LITTMANN, 1988, 36).

Eine weitere Verfälschung der Pollenspektren kann außerdem dann auftreten, wenn der Wüstenboden durchfeuchtet ist, sodaß von weit vom Pollenfundort entfernt liegenden Wäldern Pollen verfrachtet werden und der Blütenstaub vom feuchten Boden festgehalten wird. Hierbei werden die Pollen vor späterer Umlagerung und Zerstörung weitgehend bewahrt. Auf einem ausgetrockneten Boden bleibt der herangewehte Blütenstaub hingegen nicht lange liegen und er wird schnell zerstört (FRENZEL, 191).

2.2.3. Ergebnisse der Pollenanalysen

QUÉZEL erhielt bei Pollenanalysen um 1950 folgende Ergebnisse für die Vegetation in verschiedenen Epochen, aus denen er dann Rückschlüsse auf das jeweils vorherrschende Klima in der Zentralen Sahara ziehen konnte:

Für die Zeit um 10.000 BP fand QUÉZEL Steppenvegetation und eine womöglich nur diffuse mediterrane Vegetation in der Zentralen Sahara heraus, die auf ein arides Steppenklima schließen läßt.

Um 8.000 bis 6.000 BP wuchsen auf den Hochflächen Mischwälder, die aus Zedern und verschiedenen Eichenarten bestanden, wohingegen in den Niederungen Aleppokiefern anzutreffen waren. Hieraus leitete QUÉZEL ein Csa-Klima ab.

Für die Zeit von 5.000 bis 2.800 BP herrschte ein BSh-Klima, in dem Aleppokiefern, Olivenbäume und Zypressen in den Niederungen, sowie in den Hochlagen Zedern, Nußbäume und verschiedene Eichen wuchsen. Ab 2.800 bis 500 BP verschwand nahezu die gesamte mediterrane Flora aus der Zentralen Sahara, gleichzeitig wanderte die Akazie ein. Daraus schloß QUÉZEL eine Klimaänderung vom mediterranen zum sahelischen Klima. Seit 500 BP läßt sich eine fortschreitende und schnelle Desertifikation in der Zentralen Sahara feststellen, was auf ein trockenheißes Wüstenklima schließen läßt. (QUÉZEL,1962, 247)

BUTZER veröffentlichte 1971 seine Ergebnisse für die Vegetation und das entsprechende Klima in verschiedenen Regionen innerhalb der Sahara. Er beschränkt sich stärker als QUÉZEL auf qualitative Aussagen zum Klima. Für die Téneré, Agypten und Athopien, und unter Umständen auch für den Fezzan, formulierte BUTZER für die Zeit um 8.000 bis 5.500 v.Chr ein im Vergleich zu heute feuchteres Klima. Für die weiteren Zeiten kommt er auf ähnliche Ergebnisse wie QUÉZEL, seine Ergebnisse sind aber im Vergleich zu QUÉZEL insgesamt vorsichtiger.

Einen anderen Weg gingen LAUER und FRANKENBERG, die ohne Pollenanalysen die Vegetation, deren jeweilige Bereiche in der Sahara als auch die jährlichen Niederschlagsmengen für die Zeit zwischen 5.500 und 18.000 BP modellierten.

LAUER / FRANKENBERG konstruierten um 1979 anhand von quantitativen Untersuchungen der rezenten Vegetation, der daraus resultierenden nördlichen und südlichen Florengrenze der Sahara, sowie deren determinierenden jährlichen Mindestniederschlag, Pflanzen- und Niederschlagsgrenzen für die Zeit zwischen 5.500 bis 18.000 BP. Die Grenze für den nördlichen und südlichen Pflanzenbewuchs korreliert dabei mit der 100 mm Isohyete und die Grenze zwischen der holoarktischen und der paläoarktischen Flora lehnt sich an der 24,5°C-Isotherme für das langjährige Mittel an. Dann wurde die absolute Anzahl der Pflanzenarten in Gittern mit 80 km Seitenlänge untersucht, wobei die Anzahl der verschiedenen Pflanzenarten die Netto-Produktion an Pflanzenmasse, d.h., 1 Art liefert pro m¨ 1 Gramm Pflanzenmasse, sowie den Prozentsatz der Bodenbedeckung bestimmt.

Letztendlich erhielt man folgende Resultate: Die Werte für die potentielle Evapotranspiration (ETP) in der Zeit um 5.500 BP waren mit den heutigen gleichzusetzen, wohingegen die Werte der ETP in der Zeit um 18.000 BP in der nördlichen Sahara um 40% , in der südlichen Sahara um 10% unter den heutigen Werten lagen. Diese Ergebnisse lassen für die Zeit um 5.500 BP schließen, daß die Grenze der tropische Vegetation um rund 20-30° nördlicher als heute lag.

Die Grenze der holoarktischen und paläotropischen Flora verlief am Südrand des Atlas, nördlich des Plateaus von Tademaït und südlich des heutigen Grand Erg Oriental. In der Zeit um 18.000 BP lagen oben aufgeführte Grenzen um rund 10° südlicher (LAUER/FRANKENBERG, 1979b, 307-310).

SCHULZ erhielt bei pollenanalytischen Untersuchungen im Jahre 1987 auf nahezu gleiche Ergebnisse; die nördliche Savannengrenze verschob sich im Mittleren Holozän, also während der Zeit um 8000-6000 BP, auf 20-22°N, was auf sommerliches Monsunregen-Regime schließen lassen könnte. Dieser Sachverhalt wird durch Pollenfunde in den Pollenspektren ersichtlich, die durch Transporte über große Distanzen aus südlichen Richtungen in zentralsaharische Gegenden wie Mali und Niger verfrachtet wurden. Atlantische Zyklonen üben zwar heute auch einen Einfluß auf die Pollenverfrachtung aus, doch dieser ist im Vergleich zum holozänen Einfluß zu gering. Somit kann man die jährliche Niederschlagsmenge im Mittleren Holozän für Mali und Niger mit 200 - 300 mm veranschlagen (SCHULZ, 1987, 442).

2.3.Geologische Indizien

In den bisherigen Ausführungen sind vor allem biotische Indikatoren für sowohl feuchtere als auch aridere Klimate als heute in der Sahara aufgeführt worden. Jedoch sind diese Indikatoren, wie zum Beispiel Pollen, in abiotischen Faktoren wie fluvialen, limnischen und äolischen Ablagerungen erhalten geblieben. Ja sogar die Felsbilder blieben auf abiotischen Faktoren erhalten, sodaß in diesem Abschnitt die geologischen Indizien für Pluvial- und Interpluvialzeiten behandelt werden. Um geologische Indizien als solche zu erkennen, soll eingangs auf die rezente Morphodynamik eingegangen werden. Dergestalt, welche fluvialen, limnische und auch äolischen Formen schafft das rezente Klima.

2.3.1. Zonierung der Reliefformen

HÖVERMANN veröffentlichte 1967 eine Arbeit über die Hangformen und die Hangentwicklung zwischen Syrte und Tschad, in der er von den angetroffenen Formen ausging, die sich in Formungsregionen mit eigentümlichen Formungsstil gruppieren lassen. Diese Gruppierung zeigt einerseits eine vertikale Stufung, anderseits eine Zonalität.

Es ergaben sich bei dieser Untersuchung mindestens fünf Relieftypen, die sich als Folge eines von klimatischen Faktorkombinationen bestimmten Formungsprozesses präsentieren.

1. Eine Pedimentregion.

2. Eine Region mit Sand- und Kiesebenen mit Inselbergen, die durch Randfurchen von der Ebene getrennt sind.

3. Inselberglandschaften, in denen sich aus Flachmuldentälern oder Spülmulden bestehende Rumpfflächen tieferlegen.

4. Ein aerodynamisches Relief mit reinen äolischen Formen.

5. Ein schuttreiches Höhenrelief mit Schottersohlen in den Tälern, das in den höchsten Erhebungen durch periglaziale Vorgänge gesteuert wird (HAGEDORN, 1979, 51).

Diese Relieftypen ordnen sich in unterschiedlichen Stockwerken besonderer klimatischer Prägung an und lassen zugleich eine meridionale Abfolge erkennen. Es ist ein dreidimensionaler Aufbau, in dem sich die einzelnen Formungsgruppen einordnen.

An der Mediterraneis herrschen Täler vor, die von Schrägflächen abgelöst werden (Pedimente). Geht man weiter nach Süden, heben sich diese Flächen von den tiefsten Gebieten, die jetzt aus Dünen oder Sandflächen bzw. äolischen Abtragungsformen bestehen, ab.

Weiter südlich haben diese Pedimente fossilen Charakter und werden fluviatil und äolisch weitergebildet, während sich in der Vertikalen ein Stockwerk intensiver Tiefenerosion anschließt. Dieses Gebiet wird gemeinhin als die Region der Wüstenschluchten bezeichnet.

Südlich des Wendekreises stellen sich Flächen eines anderen Typs ein, die sich durch die fossilen Flächen von Randfurchen-Inselbergen charakterisieren. Diese Flächen werden heute als 'Sandschwemmebenen' weitergebildet. Das aerodynamische Relief nimmt hier wiederum die tiefergelegenen Flächen ein.

Am südlichen Rand der Sahara geht dann diese Zone in die rezente Inselberg-Rumpfflächenlandschaft über. (HAGEDORN, 51)

Eine Betonung auf die unterschiedlichen landschaftlichen Gegebenheiten, die bei gleicher Niederschlagsmenge (hier als Beispiel 50mm/Jahr) unterschiedliche morphologische Phänomene zeigen, zeigt die folgende Abbildung (ROGNON, 46). Einem Sandboden stünden dann 40mm Wasser zur Verfügung, einem Lehm- oder Felsboden nur 5mm, wobei der Großteil verdunstet. Fließt auf einem Inselberg der gesamte Niederschlag ab, und versickert dabei im Fußflächenbereich, so bildet sich dort ein Aquifer.

Auf einem Serir versickert nahezu nichts, da es sofort verdunstet. Werden landwirtschaftliche Nutzflächen drainiert, so bildet sich in tiefergelegenen Senken Sepkhas, während sich bei nicht-drainierten Flächen die Abflußlinien nachzeichnen. Versickern die gesamten Niederschläge und besteht noch die Möglichkeit, daß die Niederschläge durch Klüfte abfließen können, so bilden sich Seen oder Schichtquellen wie in den Tassli der Adjer. Ganz im Gegensatz zum Plateau von Tademaït, wo, bedingt durch die landschaftlichen Gegebenheiten wie Serir-Flächen, die gesamten Niederschläge verdunsten.

Diese Erkenntnisse sind deswegen wichtig, damit die verschiedenen Auswirkungen ersichtlich werden, die eine gegebene Niederschlagsmenge auf die jeweilige Umgebung hat, je nachdem ob das Wasser gespeichert wird oder verdunstet.

Tritt der erste Fall ein, kann eine lokale Pedogenese stattfinden,, die wiederum für die Abtragung sehr unterschiedliche Voraussetzungen schuf. (SKOWRONEK, 156) Somit können dann an Landschaftsformen, sowie an etwaigen Oberflächenrelikten wie Böden, Zeugen von Paläoklimaten nachvollzogen werden. Dieser Sachverhalt wird in den Abbildungen 4-7 (ROGNON, 50) verdeutlicht. Tab. 1 (LITTMANN, 1988, 65) gibt einen Überblick über die verschiedenen Landformen zu bestimmten Zeiten.

2.3.2. Fossile Formen und ihre paläoklimatischen Aussagewerte

2.3.2.1. Aolische Ablagerungen

Eine Untersuchung, die äolischen Ablagerungen betreffend, über die möglichen Paläowindrichtungen hat als Ausgangs- und Anlaßpunkt, die Beobachtung von Barchanabdrücken auf der Oberfläche lakustriner Sedimente des ehemaligen Tschadsees, rund 200 km südlich des Emi-Koussi gelegen. (Vgl. Photo Nr.1) Diese Abdrücke liegen im Vergleich zu heute um 180° gedreht, also in inverser Richtung, zu den heutigen Barchanen (HAGEDORN; 1990, 235).

Diese Entdeckung läßt auf folgenden Sachverhalt schließen: zur Bildungszeit der Barchanabdrücken muß ein Klima geherrscht haben, daß durch einen stärkeren und längeren sommerlichen SW-Monsun und einen stark abgeschwächten winterlichen NE-Passat charakterisiert war. Für die Bildung dieser inversen Barchanfelder waren im Vergleich zu heute um ein Vielfaches höhere und andauerndere Windgeschwindigkeiten nötig, die zudem noch eine große südwestliche Richtungskonstanz hatten.

Diese ist aber nicht an der Front des mit der Wanderung der ITC verbundenen SW-Monsuns zu erwarten, da sie sich erst ein stellt, wenn die Front erheblich weiter nach Norden gewandert ist. Daraus folgt eine wesentlich nördlichere Lage der ITC im N-Sommer als heute.

Damit ist gleichzeitig ein großer Energie- und Wasserdampftransport in die zentrale Sahara mit einer entsprechenden Instabilität der Atmosphäre im Gebiet der heutigen Hochdruckzellen verbunden (HAGEDORN; 1990, 244f).

Im Ansatz ähnliche Ergebnisse erhielt SARNTHEIN, der 1979 in Tiefseebohrungkernen vor der Küste Westafrikas sowohl äolisches (durch den Harmattan) als auch fluviatil verfrachtetes Material (durch den Senegal-Fluß) vorfand und damit sowohl auf die Abflußverhältnisse als auch auf die klimatischen Verhältnisse rückschließen konnte. An dieser Stelle sollen nur die äolisch verfrachteten Materialien besprochen werden.

Die Staubfracht der Harmattan-Winde (sehr trockene, heiße und staubreiche NE-Winde des Passatregimes, die aus der Sahara auf die atlantische Küste zuwehen.) kam während des letzten Klima-Optimums nicht völlig zum Erliegen, sondern sie war deutlich grobkornärmer. Wesentlich ist es, daß das Ausbruchszentrum des Harmattanstaubs konstant bei 18° bis 20°N lag.

Dieser Windgürtel war also im Verhältnis zur letzten Eiszeit nicht erkennbar nach Norden verschoben. Allerdings wurde damals um 6000 BP die Passatwinde von Veränderungen erfaßt, da kaum noch ungefärbter Passatstaub in den Bohrkernen enthalten war. Hinzu kommt noch, daß Auftriebsphänomene des ozeanischen Wassers, die kalte Wässer aus großen Tiefen an die Wasseroberfläche transportieren nahezu fehlen, so daß in diesem Zeitabschnitt wärmeliebende Molluskenarten einwanderten. Und diese wiederum konnten mit Hilfe der ¹⁴C-Methode datiert werden.

Aus diesen Indizien kann man schließen, daß sich die Windgürtel der Sahara - im Gegensatz zur atmosphärischen Zirkulation in den polaren und gemäßigten Breiten- beim Wechsel zwischen Kalt- und Warmzeiten nicht erkennbar pol- oder äquatorwärts verschoben haben. Genauso sollten auch die großen Trockengürtel der Subtropen nicht eine Nord-Süd-Verschiebung, sondern abwechselnd Phasen der Spreizung und Schrumpfung mitgemacht haben. Für die zwischengeschalteten Trockenzeiten sind vor allem ablandige Windrichtungen verantwortlich, die mit dem verstärkten ozeanischen Auftrieb am Aquator in einem kausalen Zusammenhang stehen.

Dadurch gelangte kühleres Wasser an die Meeresoberfläche und verringerte dort die Verdunstung; verminderte Wasserdampfbildung verringert wiederum die Bildung von tropischen Zyklonen, die für den Feuchtigkeitstransport vom Ozean zum Kontinent verantwortlich sind. Diese Vorgänge wurden durch die Vergrößerung der Landmassen infolge der Meeresspiegelabsenkung noch verstärkt (SARNTHEIM, 64).

Weitaus hypothetischeren Charakter hatte die Diskussion über den paläoklimatischen Aussagewert von sogenannten 'fixierten' oder 'fossilen' Dünen am südlichen Rand der Sahara, die sich vom Senegal bis in den Sudan erstrecken. Stellvertretend für die zwar zahlreiche, aber auch sehr widersprüchliche Literatur soll an dieser Stelle ein Aufsatz von MENSCHING soweit vorgestellt werden, wie er ohne Widersprüche bleibt. Wichtiger bleibt zum Schluß, ein Resümee zu ziehen, inwieweit die sogenannten 'fixierten' Dünen als paläoklimatischer Indikator dienen können.

Der nördliche Rand der Altdünen fällt, generalisiert man lokale Abweichungen, mit der heutigen 150 mm Isohyete am südlichen Rand der Sahara zusammen, wodurch auf vielen, durch Vegetation fixierten, Altdünen seitens der Bevölkerung Hirseanbau betrieben wird. Wird aber diese Vegetationsdecke zerstört, so trägt die fehlende Vegetation zu einer Mobilisierung der Sandflächen bei (MENSCHING, 1979, 72). Hier ist es, daß menschliche Eingriffe eine weitreichende Veränderung von lokalen Dünenkomplexen hervorrufen können. Aber auch in Phasen verstärkter Aridität können größere Teile von Dünenkomplexen mobilisiert werden, da dann nämlich die fixierende Pflanzenbedeckung auf den Dünenkämmen fehlt (MENSCHING, 1979, 76).

MICHEL (1973) fand im heute überfluteten Bereich vor der Senegalküste Dünensande, mit deren Bildungsphase die letzte marine Regressionsphase des nordischen Glazials verbunden wird. In dieser Zeit endete der Lauf des Senegals wohl in einem endorheischen Becken, was den Antransport der dort befindlichen großen Sandmassen erklären würde. Die Ausrichtung der alten Dünen spricht für vorherrschende Winde aus nordöstlichen Windrichtungen, die aus den fluvialen Sandablagerungen den alten Erg geformt haben (MENSCHING, 1979, 75).

Generell ist es vielen Forschern noch nicht gelungen, den sahelischen Altdünengürtel ganzheitlich zu datieren. Als ein Problem stellt sich hierbei die polygenetische Bildung als morphogenetische Sequenz und die an bestimmten geographischen Gegebenheiten (wie zum Beispiel endorheische Becken, alte Talsysteme u.a.) gebundenen Altdünen dar.

Durch die hohe morphologische Mobilität bei schon geringen Klimaänderungen werden regionale Unterschiede hervortreten und somit ist eine sichere zeitliche Einordnung in paläoaride Phasen der Sahara nahezu unmöglich. Als eindeutiger paläoklimatischer Indikator dienen Dünen daher nur bedingt (MENSCHING, 1979, 76).

2.3.2.2. Limnische Ablagerungen

Der Tschadsee ist ein seit langem diskutierter Indikator der paläoklimatischen Entwicklung in der Südsahara. Zahlreiche Veröffentlichung zeugen zwar von einer gewissen Wichtigkeit, die zahlreichen Widersprüche in der Literatur lassen aber keine klaren Aussagen zu. Die folgenden Ausführungen beschränken sich auf LITTMANN, 1988, da dort ältere neueren Forschungsergebnissen gegenübergestellt werden.

Eine der ersten Transgressionen um 38.000 bis 36.000 BP äußerte sich nur durch Flachseebereiche - die heute noch zum Teil im Tschadsee vorherrschen- innerhalb der umliegenden Dünen. Für die Zeit um 24.000 bis 22.000 BP kann die erste größere Transgression nachvollzogen werden, die aber noch von einer ausgeprägten Austrocknungsphase von 20.000 bis 12.000 BP abgelöst wurde. Bei jeder Transgression von über 4 m mußte bei einem rezenten Seespiegel von 280 m NN ein Überfließen in die NE-gelegene Bodelé-Region erfolgen, sodaß sich während des frühen Holozäns um 10.000 BP ein 'Mega-Tschadsee' mit einer Fläche von rund 360.000 km¨ (rezente Fläche 10-20.000 km¨, vergleichbar mit der Größe des Kaspischen Meers) bildete, der dabei damals vorhandene Altdünen überflutete. Ab etwa 12.000 BP folgten in der Nigéro-Tschadien-Formation mehrere deutliche Transgression aufeinander, die jeweils in Erwärmungsphasen fallen, zwischen 12.000 und 10.000 BP in das Bölling und Alleröd, zwischen 7000 und 4000 BP ins Atlantikum. Zwei weitere Transgressionen zwischen 10.000 und 7500, sowie von 4000 bis 2500 BP fallen allerdings in globale Abkühlungsphasen.

Am Südufer des Tschadsees tritt von 29.000 bis 22.000 BP eine sicher bestimmte limnische Phase auf. Diese fluviodeltaische Sedimentation setzte sich in der Zeit von 20.000 bis 12.000 BP fort, wo allerdings am Nordufer eine extreme Dünenbildung vorherrschte (LITTMANN, 1988, 67). Man sieht, daß in einem relativ kleinen Bereich starke regionale klimatische Unterschiede herrschten, die sich an unterschiedlichen Indizien feststellen lassen. Einen Überblick liefert die Abb. über die Seespiegelschwankungen.

2.3.2.3. Fluviatile Ablagerungen

Ein Problem ist es, von Flußterrassen (oder generell Terrassen) auf ein bestimmtes Klima schließen zu wollen, da die Terrassensedimente eher die morphodynamischen und klimatischen Bedingungen reflektieren, die vor ihrer eigentlichen Akkumulation geherrscht haben.

Darüber hinaus können sich im Längsprofil eines Flusses die Sedimentationsbedingungen geändert haben, da das Einschneiden auch ohne Klimawechsel nur durch einen höheren Gradient des Längsprofils der vorherherigen Akkumulation initiiert werden (LITTMANN, 1988, 32). Somit wären Terrassen nichts weiter als eine punktuelle Unterbrechung der ariden Formung, ohne daß gleich eine Klimaschwankung angenommen werden müßte (MENSCHING, 1979, 75).

Diese Erkenntnis machte FAIRBRIDGE, als er die Nilterrassen untersuchte. Die hohen Wasserstände des Nils, die er zwischen 25.000 - 10.000 BP erreichte, entsprechen keinen schweren Regenfällen, sondern diese hohen Terrassen zeugen davon, daß das Tal mit Schlamm und Sand zugeschüttet war. Dies ist ein Zeichen von niedrigen Wasserständen, die aus zurückgegangenen äquatorialen Niederschlägen resultieren, während zur gleichen Zeit im Mittelmeergebiet verstärkt Niederschläge auftraten. Das hieße, daß während kalter Epochen universell stärkere Niederschläge auftraten ist demnach nicht haltbar. Und zwar deswegen, da die Verdunstung aus den Meeren in den kalten Epochen, aufgrund fehlender Wassermassen, geringer war. Wäre dies nicht so, hätte der Nil im Zeitraum von 25.000 - 10.000 BP mehr Wasser führen müssen. Die Indizien lassen den Schluß zu, daß der Nil während dieser Zeit nahezu ausgetrocknet war (FAIRBRIDGE, 184f).

2.3.3. Paläopedologische Indizien

Die bodenbildenden Prozesse innerhalb der Sahara werden durch die Niederschlagsarmut, deren Unregelmäßigkeit und dem fast völligen Fehlen von Wasserzufuhr bestimmt, was eine Ausbildung einer dichteren Pflanzendecke verhindert. Hinzu kommt noch das Überwiegen der physikalischen gegenüber der chemischen Verwitterung, wodurch, bedingt durch den permanenten Wind, große Mengen an Feinmaterial weggeweht werden und letztendlich nur noch grobe Steindecken an der Oberfläche zurückbleiben (GANSSEN, 72f).

In Abhängigkeit des Reliefs laufen auch in ariden Gebieten unterschiedliche Bodenbildungsprozesse ab, die sich in Form einer Catena (Abb.9) widerspiegeln. Eine Übersicht (Tab.2,3,4) über die rezenten Böden der Trockenzonen soll zum Vergleich mit den gefundenen Paläoböden genügen.

2.3.3.1. Interpretationsprobleme von Paläoböden

Die für die zentrale Sahara nachgewiesenen Bodenbildungen dürfen nicht auf den Gesamtraum übertragen werden. Die Befundsituation und die stratigraphische Stellung der Böden - zumeist in Terrassen und unter Serirdecken- zeigen vielmehr, daß gebietsweise eine Pedogenese stattfand, während in der Nachbarregion gleichzeitig sowohl Abtragung bzw. Akkumulation als auch wegen zu großer Trockenheit weder eine Pedogenese noch eine Morphodynamik stattgefunden hat. (SKOWRONEK, 156)

Die meisten und am stärksten gegliederten Paläoböden wurden im Atakor-Massiv des Hoggars nachgewiesen, was aber gleichzeitig mit einen entscheidenden Nachteil belastet ist; der Atakor ist mit seinen 3000 m Höhe eine Klimainsel in einer extrem ariden Umgebung, die um 4 mal höhere Jahresniederschläge als die Umgebung erhält. Und was für die Gegenwart gilt, kann auch auf die Vergangenheit übertragen werden. Auch aus diesem Grund können paläopedologische Erkenntnisse nicht ohne weiteres auf paläoklimatische Geschehnisse in der gesamten Sahara übertragen werden (SKOWRONEK, 153).

2.3.3.2. Paläoklimatische Aussagewerte von Paläoböden

KUBIENA (1955) beschrieb im Gebiet des Hoggar reliktische Braunlehme auf Basalt sowie fossile und reliktische Rotlehme. Untersuchungen dieser Böden ergaben zum Teil hohe Anteile an Kaolinit, so daß zur Entstehung dieser Böden ein tropisches Feuchtklima mit ausgeprägten Trockenzeiten angenommen wird. Das Alter dieser Verwitterungsprodukte wird in das Tertiär bis Altpleistozän gestellt. Anderseits lassen die jüngeren Braunlehme ein sehr feuchtes subtropisches oder sogar tropisches Klima vermuten (KUBIENA, 116ff).

Aus Terrassen um den Atakor und das Tibesti unterschied ROGNON (1980) drei verschieden alte Akkumulationskörper, wobei der älteste- die Oberterrasse- außerhalb des ¹⁴C-datierbaren Bereichs liegt, und somit vernachlässigt werden kann. ( aus SKOWRONEK, 16)

Die Mittelterrasse, die sich in die Oberterrasse eingeschnitten hat, baut sich im Gegensatz zu dieser nur aus Ton und Schluff auf. In ihr sind Gastropoden und Pollen von mediterranen Hölzern enthalten. An der Basis der Mittelterrasse am Atakor in 1000 bis 1500 m ü NN lassen Froststrukturen auf kühlere Bedingungen innerhalb des Jungwürms schließen. Die Montmorillonite und die mengenmäßig variierenden Illite leiten sich aus Paläoböden ab, die als typische mediterrane Braunlehme angesprochen werden können. Folglich fand in dem, mit Hilfe der ¹⁴C-Methode zwischen 15.000 und 8000 Jahren BP datierten, Bereich eine Pedogenese statt, die eine Vegetationsdecke mit sich brachte.

Die kreuzgeschichteten Grobsande, sowie Fein- bis Mittelkiese, heben sich innerhalb der Niederterrasse deutlich von der Mittelterrasse ab. In der ersteren deuten feine, silitige Sedimente auf eine längere Persistenz der Bodendecke hin.

Ihre Entstehungszeit wurde zwischen 5700 bis 4100 BP datiert, was der neolithischen (mittelholozänen) Feuchtzeit entspricht, in der in den saharischen Ebenen Vegetationsbedeckung, sowie zahlreiche höhere Säugetiere anzutreffen waren.

FAZIT: Die erhaltenen Paläoböden sind nur auf einigen eng begrenzten Lokalitäten erhalten und haben dadurch einen eingeschränkten Aussagewert. Das Hauptproblem liegt hierbei, daß, falls eine Pedogenese stattgefunden hat, Paläoböden, die nicht durch Akkumulation jeglicher Art vor Abtragung geschützt wurden, im Laufe der jüngeren Erdgeschichte abgetragen worden sind.

2.4. Isotopenhydrologische Indizien

Einführung

Natürliches Wasser enthält neben Wasserstoff der (relativen Atom-) Masse 1 (¹H)¹⁴ und dem Sauerstoff der Masse 16 (¹⁶O) auch in kleinen Mengen die stabilen Isotope des Wasserstoffs ²H (Deuterium) und des Sauerstoffs ¹⁷O, ¹⁸O sowie das radioaktive Isotop des Wasserstoffs ³H (Tritium). [Weitere Isotope des Sauerstoffs sind wegen ihrer Instabilität zu vernachlässigen]. Somit ist das Wasser ein Isotopengemisch. Wasser mit höheren Anteilen an Deuterium und Tritium werden als 'schweres Wasser' bezeichnet, die sich physikalisch durch einen höheren Siedepunkt, eine größere Dichte, eine höhere Molekülmasse und einen höheren Schmelzpunkt von 'reinen' Wasser unterscheiden.

Infolge der unterschiedlichen physikalischen Eigenschaften leichter und schwerer Wässer kommt es in den Niederschlägen (und damit auch im Grundwasser) vom Meer in Richtung der Kontinente zu Isotopenfraktionierungen. Und zwar dergestalt, daß die Wässer kontinentalwärts 'leichter', also ärmer an schweren Molekülen werden. Ursache dafür ist in erster Linie die Verdunstung, da der Dampfdruck des 'schweren' Wassers etwas geringer als der des 'leichten' ist. 'Schweres' Wasser verdunstet daher weniger, während das 'leichte' Wasser kontinentalwärts in den Luftmassen und damit den Niederschlägen angereichert wird (HÖLTING, 155f). Dieser zuerst für Europa entdeckte Kontinentaleffekt wurde um 1976 auch für die Sahara nachgewiesen, sodaß mit Hilfe der Grundwässer Altersdatierungen für prähistorische Niederschläge durchgeführt werden konnten (SONNTAG et alii.,1978, 418).

Für die isotopenhydrologische Altersbestimmung ist allerdings das Deuterium und das nicht radioaktive Sauerstoffisotop ¹⁸O von Wichtigkeit, dessen Verhältnis zum häufigeren und leichteren ¹⁶O rund 2_10^-3 beträgt. Die Anwendung dieses Verhältnisses (_¹⁸O) zur Altersdatierung beruht darauf, daß mit wachsender Verdunstung eine vermehrte Anreicherung von ¹⁸O im Vergleich zum Deuterium auftritt. Der Kontinentaleffekt führt zu einer kontinentalwärts gerichteten Verringerung des ¹⁸O-Isotops. Da bei der Kondensation die schwereren Isotope eher als die leichteren kondensieren, wird mit zunehmender Niederschlagsmenge der Anteil an den ¹⁸O- und Deuteriumisotopen vermindert (HÖLTING, 159).

Schließlich besteht eine Temperaturabhängigkeit bei der Isotopenfraktionierung in der Weise, daß mit steigender barometrischer Höhe, und der parallel dazu abnehmender Kondensationstemperatur, eine Anteilsverminderung der schweren Isotopen in den Niederschlägen erfolgt. Die Temperaturabhängigkeit führt auch zu jahreszeitlich unterschiedlichen Isotopengehalten (HÖLTING, 159).

Mit Hilfe dieses Sachverhaltes, und der Extrapolierung des West-Ost-Gefälles des Isotopengehaltes der Grundwässer, sind für die Pluvialzeiten 2-3°C niedrigere Lufttemperaturen als heute abgeschätzt worden (SONNTAG et alii S. 422).

2.4.1. Ergebnisse der isotopenhydrologischen Altersdatierung

Die auf rund 60 Mio. m³ geschätzten Grundwasservorräte der Sahara lassen den Schluß zu, daß die Sahara schon feuchtere Zeiten als heute erlebt hat. Die Grundwässer zeigen durchwegs hohe ¹⁴C-Alter von mehr als 20.000 Jahren BP, wohingegen die Turnover-Time, d.h., die mittlere Erneuerungszeit des Gesamtgrundwasserbestandes, in der Sahara 4000 bis 16.000 Jahre beträgt. Anhand von isotopenhydrologischen Untersuchungen konnte nachgewiesen werden, daß sich die innersaharischen Grundwasservorräte kaum erneuern und daß es keine weiträumigen Grundwasserbewegungen von der Peripherie ins Saharainnere gibt. Abb.11 zeigt, wie das Altersspektrum der ¹⁴C-datierten Wässern mit den Vorstellungen über die Klimaabfolge im Pleistozän und im Holozän korreliert (SONNTAG et alii, 415-417):

40.000 - 20.000 BP: Vor dem Höhepunkt der letzten Eiszeit, in der

Nordsahara überwiegend Winterregen aus der Westdrift, variierende Temperatur.

20.000 - 14.000 BP: Höhepunkt der letzten Eiszeit (ca. 18.000 BP)Sahara semiarid, kühl

14.000 - 10.000 BP: Starke Klimaschwankungen, in der SaharaWinterregen aus der Westdrift

10.000 -4.000 BP: Warme postglaziale Periode mit ausreichendenNiederschlägen meist tropisch konvektierterHerkunft

Die postglaziale Klimaperiode - in Abb.11 schraffiert- ist durch eine Folge von Feucht- und Trockenphasen gekennzeichnet, die sich auch in der Altersverteilung der Wässer widerspiegelt

Wie in der Einleitung schon kurz erwähnt, tritt auch bei den Grundwässern der Sahara der sogenannte Isotopeneffekt auf, d.h., daß die schweren Massermoleküle gegenüber den leichten bevorzugt in der flüssigen Phase verbleiben. Daher verarmen kontinenteinwärts getriebene, feuchte ozeanische Luftmassen durch sukzessives Ausregnen mehr und mehr an den stabilen Isotopen Deuterium und ¹⁸O. Dadurch wird der Wasserdampf und auch das Molekulargewicht des Wassers isotopisch immer leichter. Der Kontinentaleffekt setzt demnach voraus, daß das nordafrikanische Klimageschehen während der Pluviale von der Westdrift bestimmt wurde, die dabei regenbringende atlantische Luftmassen weit ins Saharainnere getrieben hat (SONNTAG, 418-419).

Zusammenfassung

Jeder der oben aufgeführten paläoklimatischen Indikatoren läßt zwar Rückschlüsse zu, doch bleiben diese meist auf regionale Bereiche beschränkt. Zudem haben diese Indikatoren solange keinen Aussagewert, bis nicht ihre chronologische Einordnung anhand von physikalischen Methoden stattgefunden hat. Hierbei ist man auf geeignetes Material angewiesen, daß durch nachträgliche Einflüsse wie zum Beispiel Infiltration von Huminsäuren oder Intruision von Wurzeln in ihrem Aussagewert nicht gemindert wird. (GEYH, 83)

Abb.12: Generalisierter Überblick über die Ökovarianzzeiten in den nordafrikanischen Großräumen (Quelle: LITTMANN,1988, 70)

Tab.5: Chronologische Übersicht der Ökovarianz in der Sahara

Martin Ripsam,1992, verändert nach LE HOUÉROU,1989, 14-15SKOWRONEK,1987, 153; LAUER/FRANKENBERG,1979, 307-313; QUÉZEL,1971, 453-454; LITTMANN,1987, 247-253; GABRIEL,1977, 65f ; GEYH/JAKEL, 86-96

Der Versuch, die klimatischen Anderungen in der Sahara mit globalen Ereignissen zu korrelieren, hat sich in der Vergangenheit als nicht immer zuverlässig erwiesen, wie das abschließende Kapitel über die Ursachen der Pluviale zeigt

3. Gründe für die Entstehung von Pluvialen

Auf die auffälligen Beweise für höhere Niederschläge in der Sahara wie Böden, Fluß- und Seeterrassen wurde in den vorigen Kapiteln eingegangen. Nun sollen die auslösenden Faktoren der Pluviale und Interpluviale behandelt werden.

Die erste dieser Feuchtphasen in der Sahara fand um 9500 BP statt, bei der die Seespiegelstände um ein Vielfaches höher als heute waren. Die zweite fand um 5500 - 6000 BP statt. Das erste Pluvial stimmt mit großflächigen klimatologischen Ereignissen überein. Das heißt, der schnelle und abrupte Rückzug des dünnen subantarktischen Treibeises um 9500 BP, sowie das etappenweise Abschmelzen der europäischen und nordamerikanischen Eisschilde (FLOHN/NICHOLSON,1979, 10)

3.1. Gang der Forschung

Anfangs stellte man alle feuchten Perioden zeitlich den Glazialen gleich. Für einen Teil der Pluviale ist das offenbar auch richtig und auch verständlich. Der planetarische Westwind der nördlichen Hemisphäre wurde aufgrund der großen Vereisungen äquatorwärts gedrückt und erfaßte mit seinen regenbringenden Winden die nördlichen Randgebiete des subtropischen Wüstengürtels, sodaß die nordafrikanische Küste unmittelbar durch die Eiszeitwetterbedingungen beeinflußt wurde (SCHWARZBACH, 224).

Daher ging A.PENCK im Jahre 1932 von einer Einengung der Trockengürtel während der Kaltzeiten aus. BALOUT wieß bereits 1952 darauf hin, daß eine Einengung der Sahara von beiden Seiten her nicht mit einen außertropischen Glazial, sondern mit einer Warmphase korreliere. Die Monsunregen seien von Süden her weiter in die Sahara vorgestoßen, gleichzeitig habe sich am Nordrand der Wüste die Zyklogenese verstärkt. Eine Kaltzeit führt dagegen zu einer Südverschiebung des Trockengürtels. Diese verursacht feuchtere Bedingungen nur in der Nordsahara, in der Südsahara sowie der heutigen Sahelzone jedoch erheblich aridere Klimaverhältnisse.

3.2. Gründe für die Pluviale

Während im Mittelmeer innerhalb der glazialen Phasen des Eiszeitalters zeitweise verstärkte Regenfälle auftraten, ist es augenscheinlich, daß sich in den tropischen und äquatorialen Gebieten in diesen Epochen weniger Regenfälle ereigneten. Die sogenannte 'Pluvialtheorie', die annimmt, daß während der kalten Epochen universell verstärkt Regen auftrat, ist demnach nicht haltbar, da die Verdunstung aus den Meeren in den kalten Perioden geringer war (FAIRBRIDGE, 185), da es an Wassermengen mangelte, die für die Wasserdampfmengen verantwortlich sind. Und diese wiederum sind für die Bildung von tropischen Zyklonen verantwortlich, die feuchte Luftmassen vom Ozean zum Kontinent transportieren (SARNTHEIM, 65). Generell kann man davon ausgehen, daß Temperaturänderungen auf der Erde jeweils den primären Faktor darstellen, dem die Niederschlagsveränderungen nachgeordnet sind.

Eine Temperaturerhöhung bedeutet, daß mehr Wasserdampf in den Wasserkreislauf eingespeist wird und sich seine Durchlaufzeiten, d.h., vom Zeitpunkt des Verdunstens bis hin zum Niederschlag, verkürzen. Erwärmung bedeutet ein höheres Niederschlagsaufkommen, wohingegen eine Temperaturerniedrigung eine Verminderung der Bereitstellung von Wasserdampf für den Wasserkreislauf nach sich zieht, bei der sich dann generell niederschlagsärmere Klimate ausbilden (LAUER / FRANKENBERG, 1979a, 9f).

Was die globale Feuchtigkeit betrifft, so war die Meeresverdunstung während der Würm/Weichsel-Eiszeit um rund 20% (nach Berechnungen von FLOHN, 1953) reduziert. Hinzu kommt noch die Verkleinerung der Meeresfläche durch eustatischen Rückgang und durch das Meereseis, was weitere 15% Rückgang ausmachte. (FAIRBRIDGE, 174)

Während die Zeit um 5500 BP, als in der Sahara das Klimaoptimum verherrschte, daß sowohl eine reichhaltige Flora und Fauna als auch menschliche Kulturen begünstigte, war, bedingt durch die Flandrische Transgression, global eine größere Wasserfläche vorhanden als um 18.000 BP. Dadurch erhöhten sich die Verdunstungsraten und somit auch die atmosphärischen Wasserdampfgehalte.

Im Mittelmeerraum könnte sich damals die höhere Temperatur des Meerwassers vor allem in der kühleren Jahreszeit in einer verstärkten Zyklogenese ausgewirkt haben, da eine intensivere Labilisierung der überlagernden Luftmassen zu vermehrten Niederschlägen in den Maghreb-Länder führten. Die tropischen Sommerregen drangen dazu wesentlich weiter als heute nach Norden vor, so daß es zu einer weiträumigen Überschneidung von Winter- und Sommerregen gekommen sein muß (LAUER / FRANKENBERG, 1979a, 29).

Dies wäre dadurch zu erklären, daß der Ost-Jetstream, der heute ein weites Vordringen in nördlichere Richtungen des Monsuns verhindert - da er die Konvektion von monsunalen Luftmassen verhindert- deutlich abgeschwächt war. Eine solche Abschwächung ist deshalb wahrscheinlich, da der Ost-Jet durch den Temperaturkontrast zwischen dem Tibetanischen Hochplateau und dem Indischen Ozean gesteuert wird. Eine andere Möglichkeit bestünde darin, daß durch den Verlust des Druckunterschiedes zwischen dem Höhenhoch über Tibet und dem Höhentief über dem Indischen Ozean der Ostjet die Konvektion monsunaler Luftmassen über Nordafrika nicht verhinderte.

Bei einer Vereisung des Tibetanischen Hochlandes wurde, infolge der geringen Mächtigkeit der Atmosphäre über den Hochland von Tibet und dessen Lage in den subtropischen Breiten (zwischen 27° und 40° nördlicher Breite), das Drei- bis Vierfache der Globalstrahlung reflektiert, als etwa über einem, in gleicher Breitenlage liegenden, Gletscherfirn in Europa oder Nordamerika. [Deren Albedo betrug zwischen 76- 95%.] Die rezente Albedo über dem mit Fels und Schutt bedeckten Hochland von Tibet beträgt rund 4-15%, maximal 20% und ist der Grund für die rezente Aufheizung der Landfläche und den niederen Schichten der Atmosphäre über diesem Gebiet. Die Vereisung dieses Gebiets bedeutet für die Atmosphäre einen Wärmeverlust, der jede atmosphärische Zirkulation nach Art der heutigen Monsundynamik und des Ost-Jets ausschließt. Somit würde diese Situation der heutigen Wintersituation ähneln (GELLERT, 18).

Dieser Ausfall des Monsunsystems über Südasien ermöglichte den Einfluß kaltzeitlicher, über dem Indischen Ozean angefeuchteter und daher niederschlagsträchtiger Passatwinde auf das Klima Ost- und Nordafrikas, die hier ein kaltzeitliches Pluvial bewirkten (GELLERT, 19).

Dieser Sachverhalt wird durch die globalen Seespiegelstände um 5500 bis 6000 BP gestützt, da im Einflußbereich des Ostjets die Seespiegelstände im Vergleich zu heute höher waren. (Vgl. Abb. 13)

Der Verfasser vermutet, daß durch die Inlandvereisung Tibets die Möglichkeit bestünde, daß die heutigen Mechanismen, die den über Nordafrika niederschlagshemmenden Ostjet bewirken, während des holozänen Klimaoptimums konträr abliefen. Das hieße, über Tibet herrschte ein Höhentief und über dem, im Vergleich zu heute wärmeren, Indischen Ozean ein Höhenhoch, sodaß die aufgestiegenen Luftmassen über dem relativ wärmeren Ozean über dem relativ kälteren Hochland von Tibet wieder abgesunken wären. Dort wären dann im Vergleich zu heute mehr Niederschläge gefallen. Diese Vermutung stützt die Abb.14.

Hierbei verursacht der verstärkte Aufstieg verstärkte östliche Strömungen in großen Höhen. Das verstärkte 'Kippen' der Wärmezellen des Höhenhochs wirkt sich in bodennahen und starken südwestlichen Strömungen aus, die den Feuchtigkeitsfluß vom Ozean zum Land ansteigen lassen. Die Konvergenz der Feuchtigkeit innerhalb der ITCZ endet mit einem 10-20%igen Zuwachs der Niederschlagsmenge des Monsuns. Diese südwestlichen Winde sind auch für das Aufquellen von Tiefseewässern in höhere Wasserschichten verantwortlich. (CROWLEY, 88)

Die zeitliche Verschiebung der Eisabschmelzung - die Eisschilde Nordeuropas und Nordsibiriens verschwanden um 8000 BP, während der Laurentische Eisschild Nordamerikas noch die Hälfte seiner ursprünglichen Größe innehatte und erst in drei Schritten bis 5000 BP vollständig verschwunden war - erzeugte zwischen den oben aufgeführten Zeiten eine scharfe Klima-Asymetrie, die besonders im Sommer wirksam war. Europa war um 6500 BP schnee- und eisfrei und hatte seine wärmste Phase der vergangen 75.000 Jahre, während das östliche Nordamerika noch kühl blieb. Das ergab eine Verstärkung der südwestlichen Winde über dem Atlantik sowie des Golfstroms. Diese Konstellation müßte dann zwangsläufig im Winter häufig Hochdruckrücken zwischen 0 und 20°W, gekoppelt mit Kaltluftausbrüchen über Mittel- und Osteuropa sowie Niederschlägen über dem Mittelmeergebiet und Nordafrika auslösen (FLOHN, 1985, 138).

Dieses Phänomen ist aufgrund der Rolle der Erdbahnelemente zu erklären. KUTZBACH geht davon aus, daß in der Zeit zwischen 12.000 und 8000 BP das Perihel im Gegensatz zu heute - im Januar- im Nordsommer lag. Damit erhielten die Nordkontinente im Sommer bis zu 7% mehr Sonnenstrahlung. Als Folge der Wärmespeicherung und der Wärmetransporte im Ozean resultierte dann im Sommer eine Verstärkung des thermischen Gegensatzes Land-Meer, was wiederum zu einer Verstärkung der Monsun-Zirkulation um Nordafrika und Südasien führte (FLOHN, 1985, 142).

Daß es diese Erdbahnschwankungen gegeben hat, dafür sprechen Pollenanalysen aus dem Hoggar, die zeigen, daß das letzte Pluvial der hohen Sonneneinstrahlung des 'Klimaoptimums' zuzuschreiben ist (FAIRBRIDGE, 176). Wie man sieht, sind die Pluviale nur anhand von sehr komplexen Zusammenhängen zu erklären, wobei die Sonneneinstrahlung aber nur eine Triebfedern darstellt.

Diese Einflüsse der Sonneneinstrahlung haben die Tendenz, die Zirkulation entweder zu verstärken oder abzuschwächen, die jedoch durch einen Selbstverstärkungsmechanismus modifiziert werden. Bei eisbedeckten Zonen wirkt das Eis abkühlend auf die Umgebung, da das Eis eine höhere Albedo als zum Beispiel bewachsene Flächen besitzt. So wird die Eiskappe von Jahr zu Jahr größer (SCHWARZBACH, 308).

Ahnlich müßte es sich auch mit vermehrt vorhandenen Wassermassen verhalten haben, die für den globalen Wasserhaushalt im größeren Maße Wasserdampf liefern würden, der dann die Ausbildung von Zyklonen bewirkt.

Allerdings, so sind sich viele Forscher einig, waren die sich verringerten europäischen Eismassen um 10.000 BP dafür verantwortlich, daß sich die ITC im Sommer bis um 15°N verschob, sodaß vermehrte Niederschläge bis 20°N vorkamen. Der nordafrikanische Küstensaum hingegen blieb weitgehend trocken, was durch das starke Hoch vor der marokkanischen Atlantikküste bedingt war. Dieses verstärkte Niederschlagsaufkommen ist letztendlich ein Produkt der verstärkten Zyklogenese, die aus der Wechselwirkung zwischen hochliegenden Trögen und niederliegenden tropischen Störungen herrühren. Ein weiterer Faktor, der die verstärkten Zyklogenesen entscheidend beeinflußte, war die höhere Temperatur des Atlantischen Ozeans, die wiederum durch ein vermindertes Aufquellen von kalten Tiefseewässern bedingt war (FLOHN/NICHOLSON, 16) Die beiden folgenden Abbildungen geben die ungefähre atmosphärischen Zirkulationsmechanismen wieder.

ZUSAMMENFASSUNG UND REFERATSVORTRAG

Klimaphänomene in der Sahara und deren Gründe (soweit begründbar)

40.000 - 20.000 BP: Winterregen aus der Westwinddrift

25.000 - 10.000 BP: hohe Terrassenniveaus des Nils deuten auf einen mit Schlamm und sonstigen Sedimenten zugeschütteten Nil hin, dessen Quelle im äquatorialen Bereich kaum Niederschläge erhielt. (Ein Indiz für die verringerten äquatorialen Niederschläge wäre das Verschwinden der tropischen Regenwälder)

18.000 BP: Höhepunkt der letzten Eiszeit; Volumenzunahme der nordeuropäischen Eisschilde, dadurch Abkühlung des Atlantischen Ozeans, der die Eisschilde mit Feuchtigkeit und somit Niederschlägen versorgte, ab 18.000 BP: Übergang von Eisakkumulation zur Eisabschmelzung;

Austrocknung des Tschad-Sees; Sahara semiarid und kühl; Niederschläge im Mittelmeerbereich; Bildung des ogolischen Dünengürtels in der heutigen Sahel-Zone

Gründe für diese Aridität: Verringerung der Verdunstung über den Ozeanen auf einer Fläche von 40 Mio. km¨ um rund 18%, im äquatorialen Bereich zwischen 10° N und 10° S um 70% - da das Wasser in den Eisflächen gebunden war; Ausbreitung des arktischen Treibeises und des polaren Wassers bis 43° N [Nordküste Spaniens]; dadurch Verringerung der Hadley-Zirkulation im Nord-Sommer und von Zyklogenesen, dadurch Verminderug der Bereitstellung von Wasserdampf, Ausbleiben des SW-Monsuns über Afrika, also kein Feuchtigkeitstransport vom Ozean zum Festland, somit niederschlagsarme Klimate auf dem Kontinent. Oberflächentemperatur des Atlantischen Ozeans im Bereich des Aquators um 4-7° niedriger als heute (Indischer Ozean 0-2° kühler), verursacht stärkeres und häufigeres Aufquellen von kalten Tiefseewässern, bzw. Abquellen von warmen Strömungen, dadurch Winterregen am nördlichen Rand der Sahara, bei niedrigeren Temperaturen als heute.

Gründe für das Abkühlen des nordatlantischen Oberflächenwassers und die äquatorwärts gerichtete Ausdehnung des Polarfrontrandes (und die damit verbundenen Winterregen in Nordafrika)

Gabelung (Bifurkation) des westlichen Jet-Streams durch den laurentischen Eisschild, dadurch werden pazifische Tiefdrucksysteme durch den Jet-Stream, der durch starke, eisabwärts gerichtete Winde noch verstärkt wird, über das eisfreie und somit relativ warme Nordamerika geführt.

Diese Tiefdruckgebiete werden wiederum durch den starken Temperaturgradienten an der nordamerikanischen Atlantikküste verstärkt. Weiter nördlich wurden dieser Strömung horizontal kalte Luftmassen durch extrem starke , vom Grönlandeis kommende Winde, durch den Korridor zwischen Grönlandeis und dem Laurentischen Eis zugeführt. Dieser Mechanismus bewirkte nun die Abkühlung und die Ausdehnung des Polarfrontrandes, und somit Winterregen in Nordafrika, sowie eine globale Temperaturerniedrigung um 3,5-4°C. Der Golfstrom erstreckte sich in östlicher Richtung, da das Treibeis bis 43°N vorgedrungen war. Diese Ausdehnung des Winterregenbereiches brachte eine Südverschiebung des nördlichen Savannengürtels, sowie eine Schrumpfung des Trockengürtels (= Sahara) mit sich.

16.000 BP: die Winterregen erreichen das Tibesti-Gebirge

14.000 BP: starke Klimaschwankungen in der Sahara; Übergangsperiode (bis 10.000 BP)

Sequenz von ziemlich abrupten Klimaänderungen, d.h., von Wärmeperioden mit zunehmenden Eisrückzügen und Kälteperioden mit Eisvorstößen und Vegetationsveränderungen in einem Gürtel auf 5°N von kolumbianischen Anden bis Athiopien; Die Aridität der Eisränder trug zum Rückzug des Eises bei (Staubansammlung auf der Eisoberfläche, wodurch die Sonnenwärme absorbiert wurde)

Seit 13.000 BP: Polwärtswandern der Hadley-Zelle, dadurch graduelle Erwärmung des Nord-Atlantiks (und zwar dort, wo heute ein Maximum an Aufquellen vorherrscht, d.h., vor der Küste Senegals, wo der kalte Kanarenstrom Richtung Atlantik strömt) und langsamer Rückzug des kontinentalen Eises. Dadurch verstärkte monsunale Intensität in einem größeren Bereich. In NW-Afrika allerdings verstärkte Aridität durch die kontinentwärts gerichtete Ausdehnung des Azoren-Hochs, das sich parallel zur sich nordwärts bewegenden Polarfront polwärts bewegt.

Dieses quasi-stationäre Hoch, verbunden mit den Trögen über dem zentralen und östlichen Mittelmeer, wurde durch die einfließende Kaltluft der skandinavischen Gletscherwinde aufrechterhalten.

Diese Phänomene sind verantwortlich für:

häufigeren Wechselwirkungen zwischen tropischen und subtropischen System, was zu vermehrten Tiefs über der Sahara und einer wahrscheinlichen ganzjährigen Regenzeit, sowie außertropischen Niederschlägen in kühleren Jahreszeiten führte.

12.000 - 10.000 BP: ab 12.000 BP (bis 8000 BP) lag das Perihel im Nordsommer, wodurch die Nordkontinente 7% mehr Strahlung als heute erhielten und der thermische Gegensatz zwischen Land und Ozean (trotz dessen Wärmespeicherung und -transport) verstärkt wurde. Dies führte zu einer Verstärkung der Monsun-Zirkulation um N-Afrika und Südasien.

mehrere globale Transgressionen (Bölling/Alleröd), Winterregen in der Sahara aus der Westwinddrift

10.000 - 8000 BP: 1. Feuchtphase in der Sahara (von Mauretanien) bis nach Rajasthan (Wüste Thar; Grenze Pakistan/Indien)

Trockenheißes Savannenklima in der zentralen Sahara; Entstehung des 'Mega-Tschadsees'

abrupter Eisrückzug des dünnen subarktischen Treibeises um 9500 BP; steigende Verdunstungsraten über dem eisfrei gewordenen Atlantischen Ozeans, dadurch höhere Temperaturen.

um 8000 BP: langsamer, gradueller Eisrückzug der Eisschilde der Nordhemisphäre, wobei der skandinavische Eisschild verschwindet, der nordamerikanische aber noch 50% seiner ursprünglichen Fläche behielt

10.000 - 4000 BP: wärmere postglaziale Periode mit ausreichenden Niederschlägen, die aus der ITC stammen (in diesem Zeitabschnit: Abfolgen von Feucht- und Trockenphasen, trockenes Intervall von ca. 8000 bis 6500 BP, mit Höhepunkt um 7000 BP)

8000 - 6000 BP: 2. Feuchtphase in der Sahara (Atlantikum)

Tschadsee-Transgression; Csa-Klima (Mediterranes Klima) feuchter als heute; tropische Florengrenze und die Savannengrenze 20-30° nördlicher als heute;

ab 6500 BP: (bis 5000 BP) Neolithikum in der Sahara, Europa ist eisfrei, erlebt wärmste Phase seit 75.000 Jahren,

dadurch 6000 - 5000 BP: größere Wassermenge in den Ozeanen (Flandrische Transgression), die Verdunstungsraten und somit auch die atmosphärischen Wasserdampfgehalte ansteigen lassen.

um 6500 BP: östliches Nordamerika (Labrador und Baffin-Insel) durch riesige Resteisflächen bedingt noch kühl, Europa warm. Dieser thermische Gegensatz verstärkt die SW-Winde über dem Atlantik und den Golfstrom. Dadurch bildeten sich Hochdruckrücken zwischen 0° bis 20°W, die Kaltluftausbrüche über Mittel- und Osteuropa, sowie Niederschläge, bedingt durch zyklonale Aktivität am Bereich der tropischen Ostströmungen, über dem Mittelmeergebiet und Nordafrika bewirkten.

Im Mittelmeer: höhere Wassertemperaturen, die in den kühleren Jahreszeiten eine verstärkte Zyklogenese und somit auch vermehrt Niederschläge in den Maghreb-Ländern bewirken.

Die tropischen Sommerwinde drangen weit nordwärts vor, wobei sich Sommer- und Winterregen überschnitten. Sommerliches Monsunregime für Niederschläge und für tropischen Pollentransport in die Sahara aus sehr weit südlich gelegenen Gegenden verantwortlich. Heute verhindert der Ostjet im Nord-Sommer ein weiter nördlicheres Vordringen, sowie die Konvektion von monsunalen Luftmassen.

Eine Abschwächung des Ostjets durch den Verlust des Druckunterschiedes zwischen dem tibetanischen Hochland und dem Indischen Ozean würde das Vordringen der monsunalen Luftmassen begünstigen. Dieser Druckunterschied entsteht heute durch die geringe Albedo (4-20%) des tibetanischen Hochlandes und die damit verbundene Aufheizung der Atmosphäre. Durch eine Eisdecke über Tibet würden das 3-4fache der Globalstrahlung reflektiert werden, was mit einem erheblichen Wärmeverlust in der Atmosphäre verbunden wäre. Das Monsunsystem über Südasien würde ausfallen, sodaß die 'Regenbringer' über Afrika über dem Indischen Ozean angefeuchtete und somit niederschlagsbringende Passatwind wären.

5000 - 2800 BP: (um 5000 BP verschwindet der laurentische Eisschild, die Arktis erwärmt sich)

ABER: globale Abkühlungsphase; in der Sahara trockenheißes Steppenklima; hohe Seespieglestände in Nord- und Ostafrika, Tschadsee-Transgression; Bodendecken im Hoggar-Massiv, hyperaride Periode in der Sahara, Austrocknung der Trockengebiete von der Sahara bis Rajasthan. Dadurch Niedergang der Indus-Hochkultur und Auswandern der Nomaden aus der Sahara in die permanent wasserführenden Flußtäler wie das Nil-Tal. Dadurch Entstehung der ersten Hochkultur am Nil, dem Alten Reich in Agypten um 2630 - 2150 v. Chr.

2800 - 500 BP: sahelisches Klima

500 BP: trockenheißes Wüstenklima

Ergänzung: Monsun

beständig wehender kontinentweiter Wind mit halbjährlichen Richtungswechsel. Die Monsun-Strömung ist im Sommer vom Meer zum Land, also ein innertropischer Westwind, im Winter vom Land zum Meer gerichtet, also ein NE-Passat. Die feuchten Luftmassen des sommerlichen Monsuns bringen große Niederschlagsmengen. Der ablandige winterliche Monsun dagegen nur, wenn er auf einer Teilstrecke Meeresgebiet überquert. Die auslösende Ursache ist das große Luftdruckgefälle zwischen dem Meer und dem inneren Festland, das sich durch die starke sommerliche Erwärmung (Monsuntief) und die winterliche Abkühlung (Kältehoch) des Kontinents herausbildet.

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