Atlantikum

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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.

Als Atlantikum bzw. Mittlere Wärmezeit wird eine zeitlich nur unscharf zwischen ca. 8000 v. Chr. und ca. 4000 v. Chr. in Nordeuropa zu fassende Klimastufe bezeichnet, die den Pollenzonen VI und VII entspricht. Diese wärmste und feuchteste Periode der Blytt-Sernander-Sequenz wird auch das „Holozäne Optimum“ genannt. Die Chronologie differiert nach Wissenschaftsgebiet, Bearbeitungsstand und räumlichem Geltungsbereich teilweise erheblich (siehe auch nebenstehende grafische Zusammenschau). Der Symbolschlüssel in der Geologie für die Periode lautet: qhat. In US-englisch wird das Atlantikum auch als „Holocene Thermal Maximum (HTM)“[1] bezeichnet.

Definition[Bearbeiten]

Der Begriff Atlantikum wurde 1876 von Axel Blytt zum ersten Mal in die wissenschaftliche Fachliteratur eingeführt. Er unterschied das Atlantikum mit atlantischem, also ozeanischem Klima vom wesentlich kühleren, vorausgehenden Boreal.

Stratigraphie und Datierung[Bearbeiten]

Das Atlantikum folgt auf das vorhergehende Boreal und wird seinerseits vom nachfolgenden Subboreal abgelöst.

Das Atlantikum kann in ein Älteres Atlantikum, das der Pollenzone VI entspricht, und in Jüngeres Atlantikum (Pollenzone VII) unterteilt werden, wobei die Grenzlinie bei 6000 Jahren v. Chr. zu liegen kommt.

Die Grenzen des Atlantikums zu den anderen Stufen sind relativ unscharf. Sein Beginn wird gewöhnlich mit 7270 Jahren v. Chr. festgelegt. Dem eigentlichen Atlantikum wird oft auch noch ein so genanntes Präatlantikum oder Frühes Atlantikum vorangesetzt, dessen Untergrenze bei 8040 v. Chr. und dessen Obergrenze bei 6200 v. Chr. liegen (kalibrierte Kalenderjahre). Gemäß Rasmussen u. a. zeichnet sich das Präatlantikum durch einen relativ hohen O18-Isotopengehalt oberhalb 33 ppm aus (die Werte stammen aus Eisbohrkernen Grönlands).[2] Für den Beginn des Atlantikums bietet sich auch der markante Kälterückfall bei 6200 v. Chr. an. Kul'kova und andere[3] definieren das Atlantikum als die Zeitspanne von 8000 bis 5000 BP und unterteilen es anhand von Seewasserständen in drei Stufen (von jung nach alt):

  • Spätes Atlantikum AT3 - 6500 bis 5700 Jahre BP - erneut ansteigende Wasserstände - erneuter leichter Temperaturanstieg
  • Mittleres Atlantikum AT2 - 7000 bis 6500 Jahre BP - relativ niedriger Wasserstand - allmählicher Temperaturrückgang
  • Frühes Atlantikum AT1 - 8000 bis 7000 Jahre BP - hoher Wasserstand - Temperaturoptimum

Beim Späten Atlantikum scheiden sie ferner zwei Unterstufen aus:

  • Spätes Atlantikum I - 6500 bis 6000 Jahre BP
  • Spätes Atlantikum II - 6000 bis 5700 Jahre BP

Auch für das Ende des Atlantikums ist es schwierig, eine klar gezogene Obergrenze zu finden. Gewöhnlich wird 3710 v. Chr. angegeben, manche Autoren sehen auch den nach 4800 v. Chr. erfolgenden Temperaturrückgang als signifikant an. Die Biostratigraphie bedient sich des Ulmenrückgangs, der jedoch diachron zwischen 4300 und 3100 v. Chr. erfolgte.

Zeitliche Einordnung[Bearbeiten]

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

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.

Globale Aspekte[Bearbeiten]

Rekonstruktion des Temperaturverlaufs der Erde während der letzten 12.000 Jahre

In der Paläoklimatologie bezeichnet der Begriff eine Blytt-Sernander-Klimastufe des Holozäns. Hier hält die Diskussion über Höhe und Abfolge der holozänen Temperaturschwankungen unvermindert an. Wie die graue (rein statistische!) Mittelung der Grafik zeigt, lassen sich scharfe Grenzen nicht genau erkennen. Die Sahara zeigte zum Höhepunkt des Atlantikums wegen des feuchteren Klimas und erhöhter Monsunregen ein reiches Tier- und Pflanzenleben,[4] während sie in der heutigen Erwärmungsperiode eher trockener zu werden scheint.

Temperaturentwicklung[Bearbeiten]

Bei globaler Betrachtung ist zu beachten, dass die Warmphasen regional stark unterschiedlich ausgeprägt waren und nicht zeitgleich beobachtet wurden. Es gibt Hinweise auf lokal teilweise deutlich höhere Temperaturen, als in den letzten Jahrzehnten des 20. Jahrhunderts vorherrschten. Die räumliche und zeitliche Auflösung der vorhandenen Klimaproxys erlaubt aber nicht, daraus den Schluss zu ziehen, dass es während des Atlantikums über mehrere Jahrzehnte global wärmer war als in der zweiten Hälfte des 20. Jahrhunderts. Der Begriff des „holozänen Temperaturoptimums“ ist nur regional von Relevanz und im globalen Kontext nicht anwendbar.[5]

Meeresspiegel[Bearbeiten]

Der postglaziale Meeresspiegelanstieg

Die höheren Temperaturen führten zum starken Rückgang der Gletscher. Das Abschmelzen besonders der nordamerikanischen Gletscher führte zu einem rasanten Anstieg des Meeresspiegels. Dies wiederum hatte vermutlich ca. 6.700 v. Chr. den Überlauf des Mittelmeers in das vorher (120 m ?) tiefer gelegene Schwarze Meer (siehe Diskussion dort) zur Folge. In den Alpen schmolzen die Gletscher ca. 7.000 v. Chr. sehr stark zurück, mit einem markanten Wiedervorstoß ab ca. 4.700 v. Chr.[6] Der rasante Meeresspiegelanstieg des Boreals setzte sich auch im Älteren Atlantikum weiter fort. Zu Beginn des Atlantikums lag der Meeresspiegel noch etwa 30 Meter unter dem heutigen Niveau. Die Anstiegsrate betrug für das Ältere Atlantikum rund 15 Millimeter/Jahr. Vor etwa 7000 Jahren BP begann der Anstieg dann drastisch abzuschwächen und so befand sich am Ende des Atlantikums der Meeresspiegel bei 2 Meter unter NN. Die geringe Anstiegsrate im Jüngeren Atlantikum betrug nur noch 0,3 Millimeter/Jahr.

Ostseeraum[Bearbeiten]

Im Raum der heutigen Ostsee entstand kurz vor Beginn des Atlantikums um 7500 v. Chr. der Ancylussee, der durch isostatische Landhebung aus dem Yoldia-Meer hervorgegangen war. Das Niveau des Ancylussees lag beträchtlich unterhalb des damaligen Meeresspiegels der Nordsee (- 30 Meter NN). Zwischen 6500 und 6000 v. Chr. wurde die Landbrücke zwischen Dänemark und Schweden durchbrochen, es bildete sich das Littorinameer. Diese marine Inkursion bewirkte im Ostseeraum einen recht raschen Meeresspiegelanstieg um 15 Meter.

Nordseeraum[Bearbeiten]

Die vor Beginn des Atlantikums um 9000 v. Chr. einsetzende Flandrische Transgression ließ den Meeresspiegel der Nordsee rasch ansteigen. Er erreichte um 6600 v. Chr. - 45 Meter unter NN und um 5100 v. Chr. bereits - 15 Meter unter NN. Danach kam es gegen Ende des Atlantikums zu einem Meeresspiegelrückgang bzw. -stillstand im Nordseeraum.

Nordwest-Europäische Aspekte[Bearbeiten]

Generell ist eine Verknüpfung des holozänen Wärmeoptimums mit paläobotanischen Untergliederungen, die allgemein[7] nach Firbas[8] (1949) definiert werden, problematisch. B. Frenzel (1993) bestreitet sogar, dass sich das Klima des Holozäns aus der Vegetation ablesen lasse, da der Mensch bereits frühzeitig und nachhaltig in diese eingegriffen habe:[9][10]

Der Beginn des Atlantikums, gleich Beginn der Pollenzone VI nach Firbas, ist in diesem Sinne definiert durch die Wiedereinwanderung von Eichen und Erlen in den bis dahin herrschenden Kiefern-(Birken)wald. Dies geschah nördlich der Alpen ab dem 8. - 7. Jahrtausend v. Chr. Da die Wiedereinwanderung der verschiedenen Baumarten von Süden nach Norden erfolgte, ergeben sich in dieser Beziehung auch unterschiedliche Chronologien zwischen Süden und Norden, sowie günstigen und ungünstigen Standorten.

Das Atlantikum endet nach Firbas mit dem Ende seines zweiten Abschnitts, der Pollenzone VII, definiert durch zwei Ulmenrückgänge im 4. Jahrtausend v. Chr. Da nicht nur dieser Rückgang heute überwiegend auf anthropogenen Einfluss (verstärkte Schneitelung führt zu Splintkäfer- und Pilzbefall, vgl. Küster 2003:83[11]) zurückgeführt werden muss, hat auch diese Einteilung keinen Bezug zu einem definierten Ende eines „Klimaoptimums“.

Temperaturen[Bearbeiten]

Vermutlich war das Klima regional nicht nur wärmer (in Nordeuropa bis zu 2,5 °C) als heute, sondern auch feuchter.[12] Die Durchschnittstemperaturen während des Älteren Atlantikums entsprachen in etwa den heutigen Werten. Dieses bei 7600 Jahren BP gelegene Optimum hatte bis zu 0,5 °C höhere Durchschnittswerte als heute. Danach sanken die Temperaturen während des Mittleren und Späteren Atlantikums unter mehreren Oszillationen langsam wieder auf den heute herrschenden Wert.

Wegen eines jetzt zumindest für die nördliche Hemisphäre allgemein anerkannten scharfen Kälterückfalls zw. 6.300 - 6.100 v. Chr. (in den Alpen Misox-Schwankung; engl. „8.2 ka cold-event“)[13] rechnen manche die Zeit davor noch zur vorangehenden Frühwärmezeit (Boreal), andere setzen ein „frühes“ Atlantikum an, und korrelieren dies mit der Firbas-Pollenzone VI. Generell setzen neuere Arbeiten z. B. an der LMU-München, des Geo-Forschungsinstituts Hannover, sowie des Institutes für Waldbau in Göttingen das Atlantikum jedoch - nach diesem Einschnitt - etwa 6.000 v. Chr. an.

Vegetationsgeschichtliche Entwicklung[Bearbeiten]

Während des Atlantikums dehnten sich die Laubwälder der gemäßigten Zone Süd- und Mitteleuropas nach Norden aus und verdrängten den borealen Mischwald, der jedoch in Berglagen weiterhin fortbestand. So waren beispielsweise in Dänemark Mistel, Wassernuss (Trapa natans) und Efeu (Hedera helix) gegenwärtig. Die Graspollen waren jedoch generell rückläufig. Weichhölzer wie Birke und Kiefer wurden von aus südlichen Gefilden vorrückenden Harthölzern wie Eiche, Linden (Tilia cordata und Tilia platyphyllos), Buche, Hasel, Ulme (Ulmus glabra), Erle und Esche ersetzt. Dieser vegetationsgeschichtliche Abschnitt wird als Erlen-Ulmen-Linden-Zeit bezeichnet.[14]

In Nordosteuropa wurde der Wald im Frühen Atlantikum nur wenig von dem generellen Temperaturanstieg betroffen. Der Wald bestand hier im Wesentlichen aus Kiefern, das Unterholz setzte sich aus Hasel, Erle, Birke und Weide zusammen. Nur rund 7 % des Pollenbestandes fiel hierbei auf breitblättrige Laubbäume, während der Abkühlungsphase des Mittleren Atlantikums ging dieser dann sogar wieder auf das Niveau des Boreals zurück. Mit dem Temperaturanstieg des Späten Atlantikums erhöhte sich der Anteil der breitblättrigen Laubbäume dann immerhin auf 34 %.

Ab 5500 bis 4500 v. Chr. drang dann entlang der Donau und des Rheins sowie deren nördlichen Nebenflüssen die Bandkeramische Kultur in die Wälder vor und setzte ihnen mit Brandrodung zu. Gegen Ende des Atlantikums hatten sich Acker- und Weideland bereits über weite Teile Europas ausgedehnt und drängten die ursprünglichen Wälder jetzt immer mehr in Refugien zurück. Es ereignete sich ferner der so genannte Ulmenfall, ein jäher Rückgang des Ulmenpollens, der möglicherweise auf den menschlichen Anbau von Getreide und Gemüse zurückzuführen ist.[14] Im daran anschließenden, kühleren Subboreal wurde der Wald dann erneut von offenen Wiesenlandschaften abgelöst.

Fauna[Bearbeiten]

Das beste Bild der Fauna des Atlantikums lässt sich anhand von Küchenabfällen der Ertebølle-Kultur Dänemarks gewinnen. Dänemark bildete damals einen Archipel, dessen menschliche Bewohner sich vorwiegend entlang der Küste angesiedelt hatten. Am Meer hatten sie reiche Fischgründe und die Marschen wurden von Scharen von Seevögeln aufgesucht. Die Wälder wurden von sehr zahlreichem Grosswild wie Hirschartigen und Schweineartigen durchstreift, aber auch an Kleinwild fehlte es nicht.

Durch die höheren Wasserstände wurden die Auswirkungen der toxischen Zone in der Ostsee abgeschwächt. Dadurch konnten sich jetzt relativ selten gewordene Taxa wie beispielsweise Anschovis Engraulis encrasicolus und der dreistachlige Stichling Gasterosteus aculeatus ausbreiten. Vorhanden waren auch Hechte, Renken, Heilbutt und Leng. In den Ästuaren wurden durch den Menschen des Mesolithikums drei Seehundarten sowie Wale bejagt.

Erwartungsgemäß waren Seevögel wie Sterntaucher, Prachttaucher und Basstölpel in der Überzahl. Selbst der Krauskopfpelikan (Pelecanus crispus), dessen Nordgrenze heutzutage in Südosteuropa verläuft, war damals in Dänemark verbreitet. Das Auerhuhn hielt sich wie auch heute in Waldgebieten auf.

Der Baumkronenbereich wurde von Kleinsäugern wie dem allgegenwärtigen Eichhörnchen Sciurus vulgaris bevölkert. Auch die Wasserfledermaus war sehr häufig. In den Wäldern jagten die Wildkatze, Baummarder, Europäischer Iltis (Mustela putorius) und Wolf.

Am Boden tummelten sich Großsäuger wie Reh, Rothirsch und Wildschwein. Ehemalige Bewohner des offenen Graslands wie der Auerochs und das Wildpferd waren wider Erwarten ebenfalls noch gegenwärtig. Die Wildpferde waren damals durch Bejagung noch nicht ausgestorben und auch nicht nur auf die Steppen Osteuropas beschränkt; sie wurden sowohl von den Menschen der Ertebølle-Kultur in Dänemark als auch in der ungarischen Steppe gejagt.[15]

Kulturelle Entwicklung[Bearbeiten]

Das Atlantikum überdeckt im Wesentlichen das Spätmesolithikum sowie das Früh-, das Mittel- und das Jungneolithikum. Als Trägerkulturen fungierten im nordeuropäischen Raum (Baltikum, Dänemark, England, Norddeutschland und Schweden) die Maglemose-Kultur (9000 bis 6500 v. Chr.) für das Spätmesolithikum, sowie die Kongemose-Kultur (6000 bis 5200 v. Chr.) und die Ertebølle-Kultur (5100 bis 4100 v. Chr.) für das frühe Neolithikum. Auf den Britischen Inseln ist ab 6000 v. Chr. das neolithische Larnian (Nordirland) und ab 4000 v. Chr. das Obanian (westliches Schottland) anzuführen. Im westlichen Nordrhein-Westfalen ist im Spätmesolithikum die Hülstener Gruppe anzutreffen.

Am Ende der Mittelsteinzeit traten in Europa die ersten bäuerlichen Kulturen auf, wie beispielsweise ab 5800–5500 v. Chr. die La-Hoguette-Gruppe im südwestlichen und ab 5500–4900 v. Chr. die Alföld-Linearkeramik sowie die Körös-Kultur im südöstlichen Mitteleuropa. Im eigentlichen Mitteleuropa herrschte zu diesem Zeitpunkt die Linearbandkeramik. Im nördlichen Mitteleuropa und in Südskandinavien entwickelte sich ab 4300 v. Chr. die Trichterbecherkultur.

Einsetzen des Neolithikums[Bearbeiten]

Im Vorderen Orient (mit Anatolien) war bis 6800/6500 v. Chr. bereits das Präkeramische Neolithikum B anzutreffen, das zwischen 6500 bis 5500 v. Chr. vom Keramischen Neolithikum abgelöst wurde (im östlichen Mittelmeerraum ab 6200 v. Chr.). In Mitteleuropa war der Übergang zum Neolithikum ab 5500 v. Chr. mit der Bandkeramik erfolgt, jedoch im Ostseeraum erst wesentlich später (ab 4300 v. Chr.) mit der Trichterbecherkultur.

Megalithkultur[Bearbeiten]

Die in Europa und im Mittelmeerraum parallel mit der Neolithisierung einhergehende Megalithkultur lässt sich mit Anlagen in der Normandie und der Nekropole von Bougon bis rund 4700 v. Chr. zurückverfolgen. Sie endete (nicht überall zeitgleich) mit dem ausgehenden Subboreal. Trägerkultur der Megalithanlagen war in Europa die Trichterbecherkultur.

Literatur[Bearbeiten]

  • Heinz Ellenberg: Vegetation Mitteleuropas mit den Alpen in ökologischer, dynamischer und historischer Sicht (= URB 8104). 5., stark veränderte und verbesserte Auflage. Ulmer, Stuttgart 1996, ISBN 3-8252-8104-3.

Einzelnachweise[Bearbeiten]

  1. www.ncdc.noaa.gov/paleo/parcs
  2.  S. O. Rasmussen, B. M. Vinther, H. B. Clausen, K. K. Andersen: Greenland Ice Core Chronology 2005 (GICC05) Early Holocene section. In: IGBP PAGES/World Data Center for Paleoclimatology Data Contribution Series # 2006-119. NOAA/NCDC Paleoclimatology Program. Boulder CO, USA 2006.
  3.  M. A. Kul'kova, A. N. Mazurkevich, P. M. Dolukhanov: Chronology and Palaeoclimate of Prehistoric Sites in Western Dvina-Lovat' Area of North-western Russia. In: Geochronometria, 20. 2001, S. 87–94.
  4. St. Kröpelin, R. Kuper: Holozäner Klimawandel und Besiedelungsgeschichte der östlichen Sahara. In: Geographische Rundschau. 59-4, 2007, S. 22–29.
  5. IPCC, Climate Change 2007: Working Group I: The Physical Science Basis: 6.5.1.3 Was Any Part of the Current Interglacial Period Warmer than the Late 20th Century? online
  6. Kurt Nicolussi: Umwelt- und Klimaentwicklung nach der Eiszeit. In: Archäologie in Deutschland. Heft 4, 2008, S. 22ff.
  7. Jörg F. W. Negendank: The holocene: consideration with regard to its climate and climate archives. In: H. Fischer, Th. Kumke, G. Lohmann, G. Flöser, H. Miller, H. von Storch, J. F. W. Negendank (Hrsg.): The climate in historical times. Towards a Synthesis of Holocene Proxy Data and Climate Models. Springer, Berlin 2004.
  8. Franz Firbas: Spät- und nacheiszeitliche Waldgeschichte Mitteleuropas nördlich der Alpen. Zwei Bände. Fischer, Jena 1949, 1952.
  9. B. Frenzel: Ökologische Konsequenzen der Entwicklung vom Wald zum Forst in Mitteleuropa. In: Probleme der Umweltforschung in historischer Sicht. Bayrische Akad. d. Wissenschaften, München 1993, S. 141–159.
  10. A. J. Kalis, J. Merkt, J. Wunderlich: Environmental changes during the Holocene climatic optimum in central Europe - human impact and natural causes. In: Quaternary Science Reviews 22, 2003, S. 33–79.
  11. Hansjörg Küster: Geschichte des Waldes - Von der Urzeit bis zur Gegenwart. Beck, München 2003.
  12. Heikki Seppä, Karin Antonsson, Maija Heikkilä, Anneli Poska: Paper No. 45-1 Holocene Annual Mean Temperature Changes in the Boreal Zone of Europe: Pollen-based Reconstructions (abstract). XVI INQUA Congress, 2003, abgerufen am 11. November 2010 (html).
  13. R. B. Alley: GISP2 Ice Core Temperature and Accumulation Data. IGBP PAGES/World Data Center for Paleoclimatology Data Contribution Series #2004-013. NOAA/NGDC Paleoclimatology Program, Boulder CO, USA, 2004.
  14. a b Peterken (1993)
  15.  Róbert Kertész: Mesolithic Hunter-Gatherers in the Northwestern Part of the Great Hungarian Plain. In: Praehistoria. Band 3, 2002.