Subboreal

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Serie Klimastufe Pollen-
zone
Zeitraum
Holozän Subatlantikum X 450 v. Chr. bis heute
IX
Subboreal VIII 3.710–450 v. Chr.
Atlantikum VII 7.270–3.710 v. Chr.
VI
Boreal V 8.690–7.270 v. Chr.
Präboreal IV 9.610–8.690 v. Chr.
Pleistozän
Jüngere Dryaszeit III 10.730–9.700 ± 99 v. Chr.

Das Subboreal ist in der Erdgeschichte der zweitjüngste Zeitabschnitt des Holozäns in Nordwesteuropa. Es dauerte von 3.710-450 v. Chr.[1]

Begriffsbestimmung und stratigraphische Stellung[Bearbeiten]

Der Begriff Subboreal (d. h. unterhalb des Boreals, abgeleitet von Lateinisch subunter, unterhalb, darunter und dem griechischen Gott des Nordwinds Βορέαςboreas), oft auch als Späte Wärmezeit oder Eichenmischwald-Erlenzeit bezeichnet, wurde von Rutger Sernander[2] zur Unterscheidung von Axel Blytts Boreal geprägt[3]. Das Subboreal folgt auf das unmittelbar vorhergehende Atlantikum und wird seinerseits vom Subatlantikum abgelöst.

Das Subboreal entspricht der Pollenzone VIII von Franz Firbas (1949), X im Schema von Fritz Theodor Overbeck (1975), und IVa und IVb von W.H. Zagwijn[4].

Klimastratigraphisch kann das Subboreal in ein Älteres Subboreal und in ein Jüngeres Subboreal unterteilt werden. Es wird entweder dem Mittel-Holozän oder dem Jung-Holozän zugerechnet.

Kulturgeschichtlich umfasst das Subboreal den größten Teil des Neolithikums und die gesamte Bronzezeit (Beginn bei 3800 bis 4200 Jahren BP).

Zeitliche Einordnung[Bearbeiten]

Mesolithikum Neolithikum Bronzezeit Eisenzeit Yoldia-Meer Ancylussee Littorinameer Flandrische Transgression Dünkirchen-Transgression Präboreal Boreal (Klimastufe) Atlantikum Subatlantikum

Bemerkung: Nur die mit einer schwarzen Trennlinie markierten Grenzen sind mehr oder weniger exakt; sie basieren auf Jahresschichten in Seesedimenten in Nord-Zentral-Europa und gelten streng genommen nur für die Klimastufen. Die anderen Grenzen sind unsicher und nicht starr festgelegt. Insbesondere die Grenze zwischen Mittel- und Jungholozän ist sehr variabel. Bei den Kulturstufen ist die regional unterschiedliche Entwicklung zu beachten.

Alter[Bearbeiten]

Die Untergrenze des Subboreals liegt bei 3710 v. Chr. bzw. bei 5660 Jahren BP. Diese Grenze ist jedoch nicht als starr anzusehen. So setzen manche Autoren den Beginn des Subboreals bereits früher bei 6350 Jahren BP (bzw. 4400 v. Chr.)[5] bzw. in Nordwestpolen bei 6780 Jahren BP (4830 v. Chr.) an[6], andere wiederum rechnen mit nur 5000 Kalenderjahren BP, d. h. 3050 v. Chr. Es endet bei 450 v. Chr. Die Obergrenze (und damit der Übergang zum Subatlantikum) ist aber ebenfalls nicht starr festgelegt, sondern kann bereits im Zeitraum 1170 bis 830 v. Chr. erfolgen[7]. In Warvenjahren entspricht das Subboreal dem Zeitraum 5660 bis 2750 Jahre BP[8].

Die Grenze zwischen Älterem und Jüngerem Subboreal wird meist als 1350 v. Chr. angegeben.

Klimageschichtlicher Verlauf[Bearbeiten]

Der Temperaturverlauf im Holozän

Das Klima war während des Subboreals im Vergleich zum vorausgehenden Atlantikum trockener und geringfügig kühler (im Durchschnitt um 0,1 °C), auch wenn es immer noch wärmer war als heute. So lagen die Temperaturen im Durchschnitt um 0,7 °C höher als im jetzigen Subatlantikum. Eine Folgeerscheinung war, dass während des Subboreals die Untergrenze der Gletscher in Skandinavien im Vergleich zum Subatlantikum um 100 bis 200 Meter angehoben war[9]. Insgesamt gesehen waren die Jahresdurchschnittstemperaturen innerhalb des Subboreals unter mehreren Schwankungen jedoch generell rückläufig (sie kühlten sich langsam um bis zu 0,3 °C ab).

Der Beginn des Subboreals wird im Ägäisraum von einer hundertjährigen Dürreperiode markiert, die bei 5600 Jahren BP zentriert ist[10]. Dieses Ereignis dürfte jedoch in seiner Bedeutung bei weitem vom Ende der Afrikanischen Feuchtigkeitsperiode (engl. African Humid Period) zu diesem Zeitpunkt übertroffen worden sein. So war bei Seen des subtropischen Afrika (wie beispielsweise dem Tschadsee) damals ein rapider Rückgang im Seespiegel zu beobachten[11]. Auch im südlichen Mesopotamien machte sich im Zeitraum 6200 bis 5000 Jahre BP eine stärker werdende Aridität breit, welche zu demographischen Umwälzungen führte und möglicherweise das Ende Uruks heraufbeschwor[12].

In Nordwesteuropa (Eifelmaare) kann ab 5000 Warvenjahren BP ein klimatischer Einschnitt beobachtet werden. Beispielsweise waren die Julitemperaturen während des vorangangenen Holozänen Optimums im Zeitabschnitt 8200 bis 5000 Warvenjahre BP noch durchschnittlich um 1 °C höher gelegen. Gekoppelt mit dem Absinken der Sommertemperaturen war jedoch ein Anstieg der Januarmittel und ein Anstieg des Jahresniederschlags[8].

Der Zeitraum 4700 bis 4100 Jahre BP wird im nördlichen Afrika und im Nahen Osten erneut von anhaltender Trockenheit charakterisiert, unterstrichen durch Seespiegelminima. Der Rückgang der Monsunregenfälle[13] zwischen 4500 und 4000 Jahren BP hat wahrscheinlich die Wirren und schließlich das Ende des Alten Reichs Ägyptens herbeigeführt[14]. Im Gebiet der Levante lief eine sehr ähnliche Entwicklung ab[15]. So dürfte das bei 4200 Jahren BP gelegene Trockenheitsmaximum in Mesopotamien den Niedergang des Akkadischen Reichs ausgelöst haben[16].

Treibhausgas Kohlendioxid[Bearbeiten]

Das Treibhausgas Kohlendioxid hatte zu Beginn des Subboreals einen holozänen Minimalwert von 260 ppm erreicht. Diese Wert stieg unter leichten Schwankungen dann stetig bis 293 ppm am Ende des Subboreals an[17].

Vegetationsgeschichtliche Entwicklungen[Bearbeiten]

Buchenstand im Zonienwoud bei Brüssel, Belgien

In Skandinavien ist der Übergang zwischen Atlantikum und Subboreal eine anhand der Zusammensetzung der Vegetation scharfe und gut erkennbare Grenze. Der Übergang lässt sich in Westeuropa weniger deutlich fassen. Ein typisches Merkmal ist hier der schnelle Rückgang von Ulmen und Linden als Bestandteile des charakteristischen Eichenmischwaldes (EMW). Die Gründe für den Rückgang bei den Linden sind nicht klar, möglicherweise lag es am kälteren Klima oder an Einflüssen des Menschen. Der Rückgang der Ulmen (so genannter Ulmenfall), der auf eine durch den Ulmensplintkäfer (Scolytus scolytus, Scolytus multistriatus) übertragene Pilzerkrankung durch einen Ascomyceten (Ceratocystis ulmi) zurückzuführen ist, wurde wahrscheinlich zusätzlich durch klimatische Veränderungen und durch anthropogene Nutzung (beispielsweise Schneitelung) gefördert[18]. Der in Zentral- und Nordeuropa mit ungefähr 4000 Jahre v. Chr. datierte Ulmenfall[19] (in Eifelmaaren wurde beispielsweise ein Rückgang von 20 auf 4 % beobachtet) dürfte wohl eher diachron verlaufen sein und sich über den Zeitraum 4350 bis 3780 Jahre v. Chr. erstreckt haben[20]

Ein weiteres waldgeschichtliches Ereignis des Subboreals stellt die Einwanderung der Rotbuche (Fagus sylvatica) und der Hainbuche (Carpinus betulus) aus den Refugien der Balkanhalbinsel und südlich des Apennins dar. Auch diese beiden Vorgänge waren diachron - Buchenpollen werden erstmals ab 4340 bis 3540 v. Chr. und Hainbuchenpollen etwas später ab 3400 bis 2900 v. Chr. nachgewiesen. Mit Einsetzen des Jüngeren Subboreals begann dann die eigentliche Ausbreitung der Buchen. Während der Etablierung der Buche und der Hainbuche war unter gleichzeitigem Auftreten von Siedlungszeigern (z. B. Getreidetaxa und Spitzwegerich – Plantago lanceolata) ein Rückgang bei der Hasel zu verzeichnen.

Das trockenere Klima während des Subboreals verursachte außerdem die Verbreitung von Heidekrautgewächsen.

Meeresspiegel[Bearbeiten]

Der postglaziale Meeresspiegelanstieg

Wie im vorangegangenen Atlantikum stieg auch während des Subboreals der Meeresspiegel weiterhin an. Der Anstieg betrug jetzt jedoch nur noch rund 1 Meter, oder 0,3 Millimeter/Jahr. Am Ende des Subboreals befand sich der Meeresspiegel dann bei 1 Meter unter NN.

Entwicklung im Ostseeraum[Bearbeiten]

Die Ostsee hatte sich bereits vor Beginn des Subboreals zum Littorinameer entwickelt. Im Älteren Subboreal erfolgte die 2. Littorina-Transgression, die 1 Meter unter NN erreichte. Nach der Spätlittorinen Regression kam es dann gegen Ende des Jüngeren Subboreals zur 3. Littorina-Transgression, die bei 60 Zentimeter unter NN lag (und später im beginnenden Subatlantikum den aktuellen Pegelstand ansteuerte).

Entwicklung im Nordseeraum[Bearbeiten]

Im Nordseeraum war es nach der im Atlantikum stattgefundenen Flandrischen Transgression zu Beginn des Suboreals zu einem leichten Meeresspiegelrückgang bzw. zu einem Meeresspiegelstillstand gekommen.

Siehe auch[Bearbeiten]

Einzelnachweise[Bearbeiten]

  1. Gliederung des Holozän. Geozentrum Hannover (pdf-Datei, 405 kB)
  2.  Sernander, R.: Om växtlämningar i Skandinaviens marina bildningar. In: Bot. Not. 1889. Lund 1889, S. 190-199.
  3.  BIytt, A.: Immigration of the Norvegian Flora. Alb. Cammermeyer, Christiania (Oslo) 1876a, S. 89.
  4.  Waldo Heliodoor Zagwijn: Nederland in het Holoceen. In: Rijks Geologische Dienst Haarlem (Hrsg.): Geologie van Nederland. Deel 1, 46 S., Staatsuitgeverij, 's-Gravenhage 1986.
  5.  Herking, C. M.: Pollenanalytische Untersuchungen zur holozänen Vegetationsgeschichte entlang des östlichen unteren Odertals und südlichen unteren Wartatals in Nordwestpolen. Dissertation. Göttingen, Georg-August-Universität 2004.
  6.  Tobolski, K.: Paläoökologische Untersuchungen des Siedlungsgebietes im Lednica Landschaftspark (Nordwestpolen). In: Offa. 47, 1990, S. 109-131.
  7.  Jahns, S.: Late-glacial and Holocene woodland dynamics and land-use history of the Lower Oder valley, north-eastern Germany, based on two, AMS 14C-dated, pollen profiles. In: Vegetation History and Archaeobotany. 9(2), 2000, S. 111-123.
  8. a b  Litt, T. u. a.: Vegetation and climate history in the Westeifel Volcanic Field (Germany) during the past 11 000 years based on annually laminated lacustrine maar sediments. In: Boreas. 38, 2009, S. 679–690.
  9.  Dahl, S. O. und Nesje, A.: A new approach to calculating Holocene winter precipitation by combining glacier equilibrium-line altitudes and pine-tree limits: a case study from Hardangerjøkulen, central southern Norway. In: The Holocene. 6, 1996, S. 381–398..
  10.  Kotthoff, U. u. a.: Lateglacial and Holocene vegetation dynamics in the Aegean region: an integrated view based on pollen data from marine and terrestrial archives. In: The Holocene. 18, 7, 2008, S. 1019-1032.
  11.  de Menocal, P.B. u. a.: Abrupt onset and termination of the African Humid Period: rapid climate responses to gradual insolation forcing. In: Quaternary Science Reviews. 19, 2000, S. 347–61.
  12.  Kennett, D.J. und Kennett, J.P.: Early state formation in southern Mesopotamia: sea levels, shorelines, and climate change. In: Journal of Island and Coastal Archaeology. 1, 2006, S. 67–99.
  13.  Gasse, F. und Van Campo, E.: Abrupt post-glacial events in West Asia and North Africa monsoon domains. In: Earth and Planetary Science Letters. 126, 1994, S. 435–56.
  14.  Gasse, F.: Hydrological changes in the African tropics since the Last Glacial Maximum. In: Quaternary Science Reviews. 19, 2000, S. 189–211.
  15.  Enzel, Y. u. a.: Late Holocene climates of the Near East documented from Dead Sea level variations and regional winter rainfall. In: Quaternary Research. 60, 2003, S. 263–73.
  16.  Weiss, H. u. a.: The genesis and collapse of third millennium North Mesopotamian civilization. In: Science. 261, 1993, S. 995–1004.
  17.  Parrenin, F., Loulergue, L. und Wolff, E.: EPICA Dome C Ice Core Timescales. In: World Data Center for Paleoclimatology Data Contribution Series # 2007-083.NOAA/NCDC Paleoclimatology Program. Boulder CO, USA 2007.
  18.  Peglar, S. M. und Birks, H. J. B.: The mid-Holocene Ulmus fall at Diss Mere, South-East England - disease and human impact?. In: Vegetation History and Archaeobotany. 2, 1993, S. 61-68.
  19.  Behre, K.-E. und Kucan, D.: Die Geschichte der Kulturlandschaft und des Ackerbaus in der Siedlungskammer Flögeln, Niedersachsen. In: Probleme der Küstenforschung im südlichen Nordseegebiet. 21, 1994, S. 1-227.
  20.  Kubitz, B.: Die holozäne Vegetations- und Siedlungsgeschichte in der Westeifel am Beispiel eines hochauflösenden Pollendiagrammes aus dem Meerfelder Maar. In: Dissertationes Botanicae. 339, 2000, S. 106.