Pluviale / Interpluviale, eine aktuelle Forschungs

Verzeichnis der Tabellen, Abbildungen, Karten und Photos
Verzeichnis der Tabellen
Tab.1: Generalisierte Chronostratigraphie von Nordafrika
Tab.2: W√ľstenb√∂den der U.S. - Soil - Taxonometry
Tab.3: W√ľstenb√∂den der FAO - Unesco - Klassifikation
Tab.4: Vergleich FAO - /U.S.D.A. - Taxonometry
Tab.5: Chronologische √úbersicht der √Ėkovarianz in der Sahara
Seite
Verzeichnis der Abbildungen
Abb.1: Die Troposph√§re √ľber Afrika im Sommer.
Abb.2: Idealprofil der Witterungsverhältnisse im Bereich der ITC und des tropischen Ost - Jetstreams.
Abb.3: Resultierende Winde im Juli - August
Abb.4: Geographische Gegebenheiten verursachen unterschiedliche morphologische Phänomene.24
Abb.5: Phänomene von Pluvialen Bedingungen an der Fußfläche von Inselbergen
Abb.6: Vegetationslose Fl√§che beg√ľnstigen Desertifikation.
Abb.7: Ergs beg√ľnstigen feuchte oder trockene Umgebungen
Abb.8: Verbreitung von Staubpartikeln vor Westafrika
Abb.9: Verbreitungsmuster der Böden arider Gebiete
Abb.10: Deuterium und 18O - Gehalt in Abhängigkeit von der Entfernung der Entnahmestellen
von der nordafrikanischen Atlantikk√ľste.
Abb.11: 14C - Altersverteilung zentral - und ostafrikanischer Grundwässer
Abb.12: Generalisierter √úberblick √ľber die √Ėkovarianzzeiten in den nordafrikanischen Gro√ür√§umen
Abb.13: Weltkarte der Seespiegelstände um 6000 BP.46
Abb.14: Schematische Darstellung der Temperatur - und Zirkulationsänderungen
Abb.15: Schema der atmosphärischen Zirkulation um 10.000 bis 8000 BP
Abb.16: Schema der atmosphärischen Zirkulation um 18.000 BP

Verzeichnis der Karten
Karte 1: Verbreitung von Felsbildern in der östlichen und zentralen Sahara und die rezente
jährliche Niederschlagsmenge.12
Ergänzung zu Karte 1: Die Verbreitung des Elefanten, des Nilpferdes, des Rhinozeros und der Giraffe während der neolithischen Feuchtphase und ihr heutiges Vorkommen.
Karte 2: Bewuchszonen der Sahara.
Karte 3: Absolute Anzahl der Pflanzenarten in der westlichen Sahara, rekonstruiert f√ľr die Zeit um 5500 BP20
Karte 4: Absolute Anzahl der Pflanzenarten in der westlichen Sahara, rekonstruiert f√ľr die Zeit um 18.000 BP20
Karte 5: Mittlere j√§hrliche Niederschlagsmenge in der westlichen Sahara, rekonstruiert f√ľr die Zeit um 5500 BP.20
Karte 6: Mittlere j√§hrliche Niederschlagsmenge in der westlichen Sahara, rekonstruiert f√ľr die Zeit um 18.000 BP.20
Karte 7: Heutige Florengrenze in der westlichen Sahara21
Karte 8: Heutige absolute Anzahl der Pflanzenarten in der westlichen Sahara21
Karte 9: Florengrenzen in der westlichen Sahara, rekonstruiert f√ľr die Zeit um 5500 BP21
Karte 10: Florengrenze in der westlichen Sahara, rekonstruiert f√ľr die Zeit um 18.000 BP.21
Karte 11: Alt - Seen und Alt - D√ľnen am S√ľdrand der Sahara29
Karte 12: Die theoretische Größe des hydrographischen Beckens der Tschad - Depression.31

Verzeichnis der Photos
Photo 1: Invers liegende Barchane.26


Vorwort3
Einleitung 4
1 Gr√ľnde f√ľr die Aridit√§t der Sahara 5

2 Indizien f√ľr Pal√§oklimate in der Sahara 10
2.1 Archäologische Indizien 11
2.1.1 Felsbilder11

2.2 Pollenanalytische Indizien14
2.2.1 Rezente Vegetation der Sahara 15
2.2.2 Interpretationsprobleme bei den Pollenanalysen16
2.2.3 Ergebnisse der Pollenanalysen 17

2.3 Geologische Indizien22
2.3.1 Zonierung der Reliefformen22
2.3.2 Fossile Formen und ihre paläoklimatischen Aussagewerte26
2.3.2.1 √Ąolische Ablagerungen 26
2.3.2.2 Limnische Ablagerungen30
2.3.2.3 Fluviatile Ablagerungen 31
2.3.3 Paläopedologische Indizien32
2.3.3.1 Interpretationsprobleme von Paläoböden36
2.3.3.2 Paläoklimatische Aussagewerte von Paläoböden36

2.4 Isotopenhydrologische Indizien37
2.4.1Ergebnisse der isotopenhydrologischen Altersdatierung39

3 Gr√ľnde f√ľr die Entstehung von Pluvialen 43
3.1. Gang der Forschung 43
3.2. Gr√ľnde f√ľr die Pluviale44

Literaturverzeichnis49

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 Ausf√ľhrungen √ľber die holoz√§nen Pluviale beschr√§nken sich schwerpunktm√§√üig auf die Sahara. Um einen Vergleich zum Status quo zu haben, muss auch dieser erw√§hnt und auch beschrieben werden. Das hei√üt, finden in den beschriebenen Gebieten heute Vorg√§nge wie Bodenbildung und die damit verbundene Vegetationsansiedlung statt ? Wie sieht die rezente Fl√§chenbildung im Vergleich zur holoz√§nen aus ? Wieso sind heute diese Bereiche √ľberhaupt W√ľsten ?
Pluviale sind Klimaabschnitte des Pleistoz√§ns in den heute trockenen Subtropen, die zu Beginn der Erforschung mit den pleistoz√§nen Warm - und Kaltzeiten korreliert wurden. Das k√ľhlere Klima der Pluviale sollte von st√§rkeren Niederschl√§gen begleitet sein, da sich die Klimazonen der Erde w√§hrend des Pleistoz√§ns in Richtung des √Ąquators verschoben haben. F√ľr den gesamten √∂kologischen Zustand war im Vergleich zu heute der g√ľnstigere Wasserhaushalt aufgrund st√§rkerer Bew√∂lkung und damit geringerer Verdunstung. Die Interpluviale unterscheiden sich von den Pluvialen durch ver√§nderte Klimabedingungen, die sich in anderen geomorphologischen Ph√§nomenen ausdr√ľcken. Zum Beispiel in D√ľnenbildungen im Gegensatz zu Bodenbildungen, in sinkenden Seespiegeln im Gegensatz zu erh√∂hten Seespiegelst√§nden. Allgemein formuliert, in arideren und lebensfeindlicheren Klimaten w√§hrend des Pleistoz√§ns.

Einleitung
W√§hrend des Pleistoz√§ns 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 Oberfl√§chenformen, die offensichtlich unter anderen Umweltbedingungen als heute entstanden sind. Die heute vorhandenen Serir - Fl√§chen in der Sahara sind ein Ergebnis einer humideren Epoche, die auf andere Akkumulations - und Erosionsbedingungen schlie√üen lassen. Die heutigen fossilen D√ľnen s√ľdlich der Sahara lassen auf einen pr√§historischen W√ľsteng√ľrtel schlie√üen, der weiter s√ľdlich als heute gelegen haben muss. Felsbilder lassen auf eine weit verbreitete anspruchsvolle S√§ugetierwelt schlie√üen. (SMITH, 7ff)
Im ober√§gyptischen Niltal zeugen alte Flu√üterrassen von einer erh√∂hten Wasserf√ľhrung, wohingegen in Unter√§gypten keine Flu√üterrassen, aber daf√ľr alte Meeresterrassen vorhanden sind, die auf eine Eustasie gr√∂√üeren Ausma√ües schlie√üen lassen. (NILSSON, 342) √Ąhnliche Ph√§nomene lassen sich in Marokko nachvollziehen, wobei sich hier biogeographisch bedingte Korrelationsschwierigkeiten zwischen dem Mittelmeer und der K√ľste Marokkos ergeben, sodass ein R√ľckschlu√ü auf pr√§historische Meeresspiegelst√§nde 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 S√ľ√üwassermuscheln versetzt sind, sodass mit Hilfe der14C - Methode pr√§historische Seespiegelst√§nde rekonstruiert werden k√∂nnen. (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 Gr√ľnde f√ľr die Aridit√§t 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 W√ľste ist ein Gebiet, das durch Vegetationsarmut oder Vegetationslosigkeit charakterisiert ist und die durch W√§rme, Trockenheit und/oder K√§lte bedingt wird (KAISER, 25). Die folgenden Ausf√ľhrungen √ľber die Pluviale und Interpluviale beschr√§nken sich auf die sogenannten Trocken - und Hitzew√ľsten. Diese sind dadurch gekennzeichnet, dass die Verdunstung gegen√ľber den Niederschl√§gen dominiert. Diesen Sachverhalt fa√üte PENCK um 1910 in der Formel N - V <0 zusammen (KAISER, 25).
Oder nach MECKELEIN, 1959, Nd pot, wobei die Sahara die h√∂chsten Verdunstungsraten mit 5 - 6m/Jahr erreicht. Im Vergleich dazu nehmen sich die Werte von 2,4m/Jahr f√ľr Zentralaustralien und 2m/Jahr f√ľr die Kalahari geradezu bescheiden aus (BESLER, 163). Die oben genannten Gebiete sind passatische Trockengebiete, wobei deren Lage in den Passatg√ľrteln der Erde nur ein Teilgrund f√ľr ihre Aridit√§t ist.
Der um 1956 von KOTESWARAM zum ersten Mal untersuchte Ostjet ist die eigentliche Hauptursache der Aridit√§t √ľber Nordafrika. Es handelt sich hierbei um sehr best√§ndige H√∂henwinde an der Obergrenze der Troposph√§re, die im Mittel Sturmst√§rken von 120 km/h, und nicht selten 270 km/h erreichen.

Der Kern des Ostjets liegt bei 12 - 14¬į N und aufgrund der Aufw√∂lbung der Troposph√§re in √Ąquatorn√§he in 14 km H√∂he. Er erstreckt sich im Gegensatz zum circum - globalen Westjet von 150¬į E bis 20¬į W und ist im Gegensatz zu den Passaten nicht direkt von der √Ąnderung des Sonnenstandes abh√§ngig; er bildet sich im (Nord) - Sommer aus dem Druckunterschied zwischen einem extremen H√∂henhoch √ľber Tibet und dem H√∂hentief √ľber dem Indischen Ozean. √úber dem Hochland von Tibet liegen die Temperaturen der oberen Troposph√§re um 8 - 10¬įC h√∂her als √ľber dem √Ąquator. Dieses H√∂henhoch entsteht einerseits durch die direkte Aufheizung der im Schnitt 4500 - 6000 m √ľ. NN gelegenen Landfl√§che und anderseits durch die freiwerdende Kondensationsw√§rme der Steigungsniederschl√§ge 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 Strahlstr√∂mung, existiert auch hier gesetzm√§√üig im Mittel eine quer zur Strahlstromachse gerichtete Querzirkulation, bei der die Querkomponente des Windes im Einzugsgebiet (in diesem Fall im Osten) aus n√∂rdlich nach der kalten Seite, im ausgedehnten Delta von 75¬įE bis 15¬įW √ľber Nordafrika aber aus s√ľdlichen Richtungen zur warmen Seite hin gerichtet ist (FLOHN, 1964, 60).
Das hei√üt, da die Coriolisbeschleunigung C der Windgeschwindigkeit v proportional ist (C = 2v sin √Ķ) und dadurch im Entstehungsgebiet des Ostjets langsam anw√§chst, 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 √ľber dem warmen S√ľdasien und der absinkenden Luft √ľber dem relativ k√ľhlen Ozean.
Anderseits erfolgt im Jet - Delta √ľber Nordafrika infolge der abnehmenden Geschwindigkeit - bei der R√ľckwandlung von kinetischer in potentielle Energie - eine Windablenkung zum H√∂henhoch 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 H√∂he eine riesige H√∂henhochzelle √ľber Nordafrika und dem Nahen Osten verzeichnet ist (FLOHN, 1964, 64). Diese Zirkulation ist in der H√∂he gegen den hohen Druck gerichtet und erzwingt im S√ľden ein Aufsteigen in der √§quatorialen Kaltluft und im Norden ein Absinken in der subtropisch - kontinentalen Warmluft, wobei die absinkende Luft um 3 - 5¬įC w√§rmer als die aufsteigende ist (FLOHN, 1964, 62).
Man sieht, die Energiequellen f√ľr den Ost - Jet liegen weit vom eigentlichen Betrachtungsgebiet - der Sahara - entfernt; die W√§rmequelle √ľber dem Hochland von Tibet, genauer, ein abgeschlossenes W√§rmegebiet in 5,5 - 9 km H√∂he wurde von FLOHN 1968 √ľber S√ľdtibet nachgewiesen, das seine Entstehung im feuchten S√ľdosten des Landes dem Freisetzen latenter W√§rme in den Gewittert√ľrmen der einstr√∂menden Monsunluft verdankt, w√§hrend im 4 - 5000 m hoch gelegenen ariden Westen Tibets die von der Strahlungsbilanz am Boden gelieferte f√ľhlbare W√§rme zu dem oben genannten W√§rmegebiet beitr√§gt.
Diese permanente W√§rmequelle und ihr Gegensatz zu den Temperaturen der √Ąquatorzone ist die Ursache f√ľr die Intensit√§t - die Geschwindigkeit betr√§gt im Schnitt 30 - 40 m/s, also rund 110 - 140 km/h - und Konstanz dieser tropischen Strahlstr√∂mung. Das oben erw√§hnte H√∂henhoch im Deltabereich des Ost - Jets wird durch die, zum hohen Druck gerichtete, Querkomponente erhalten, die gleichzeitig ein gro√ür√§umiges Absinken von 600m pro Tag auf einer Fl√§che von fast 7 Millionen km¬® bewirkt (FLOHN, 1964, 65).
Der absinkende Teil des Ost - Jets f√§llt mit der Lage der N√∂rdlichen Tropischen Konvergenz im Sommer zusammen, sodass hierbei die Konvektion - auch von monsunalen Luftmassen - verhindert, oder zumindest unterdr√ľckt wird. Daher ist die Tropische Konvergenz nicht wie im S√ľden die Niederschlagszone, da die Niederschl√§ge erst dort auftreten k√∂nnen, wo die absinkende Bewegung der Querzirkulation in den horizontalen Austausch √ľbergeht. Das bedeutet f√ľr Nordafrika, dass eine trockene Monsunzone im Norden und eine feuchte Monsunzone zwischen 16 - 17¬į 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 f√ľr Pal√§oklimate 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
F√ľr 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 √§lteren Lagerst√§tten dergestalt verf√§lscht werden, dass eine Aussage √ľber die tats√§chliche Flora und deren Alter selten m√∂glich ist (BUTZER, 1971, 353).

3 Geologische und bodenkundliche Indizien
Eine Reihe von fluvialen, √§olischen und limnischen Ablagerungen und Erosionsformen k√∂nnen geomorphologischen Prozessen w√§hrend des Holoz√§ns zugeschrieben werden. Wo sich diese Ph√§nomene von den gegenw√§rtigen Prozessen unterscheiden, sind qualitative pal√§oklimatische R√ľckschl√ľsse mit einem befriedigenden Grad an Zuverl√§ssigkeit m√∂glich (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 W√§sser, kommt es in den Niederschl√§gen (und damit auch im Grundwasser) vom Meer in Richtung der Kontinente zu dem Ph√§nomen, dass W√§sser kontinentw√§rts an schweren Molek√ľlen verarmen. Diesen Massenunterschied kann man messen und daraus das Alter der Niederschl√§ge ableiten (H√ĖLTING, 155).
2.1. Archäologische Indizien

2.1.1. Felsbilder
Auf Felsen der saharischen Hochl√§ndern wie der Hoggar in Algerien, wo im Jahre 1933 die ersten Felsbilder entdeckt wurden, das A√Įr - Massiv im Niger, das Tibesti - Massiv im Tschad, dem Gilf - Kebir in √Ągypten sowie dem Djebel - Uweinat und dem Darfur - Massiv im Sudan, weiterhin in manchen Senken und Trockent√§lern wie dem Fezzan in Libyen, den Oasen Dakhla und Kharga in √Ągypten, zeichnete der pr√§historische Mensch anspruchsvolle Tierarten aus dem sudanesischen Bereich. Heute bieten die meisten dieser Gegenden allenfalls f√ľr Antilopen und Gazellen eine Existenzm√∂glichkeit. Die Fauna der Felsmalereien wird zweifellos eine g√ľnstigere Umwelt als in der jetzt √∂den und verlassenen W√ľste vorgefunden haben. (BUTZER, 1958, 20)
Diese Darstellungen geben zwar einen Ein - und √úberblick √ľber die neolithische Fauna und deren geographische Verbreitung. Allerdings ist beim R√ľckschlu√ü 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 √∂kologischen Grenzen ist dies in einem gewissen Rahmen m√∂glich. Die Trockengrenze, die das Grenzvorkommen eines geschlossenen Bestandes an Tierarten darstellt, ist anhand der Niederschlagskarte von DUBIEF, 1953, nachzuvollziehen. Das pr√§historische 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 Verb√§nden in Gegenden mit rund 250 mm Jahresniederschlag vorkommen, wurde aus Gegenden mit heute 100 - 150mm Niederschlag √ľberliefert. Ebenso ist das rezente Vorkommen des Flu√üpferdes an permanente Wasserfl√§chen oder T√ľmpel 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 k√∂nnte leicht dazu geneigt sein, R√ľckschl√ľsse auf das Pal√§oklima 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 ungef√§hre Vorstellungen √ľber das zur Herstellungszeit herrschende Klima bekommen k√∂nnte. Aufgrund der gro√üen Intensit√§t der physikalischen Verwitterung sind Darstellungen auf weniger resistenten Felsen nicht mehr vorhanden, sodass das so gewonnene Bild eher unvollst√§ndig bleibt.

Um aber eine ungef√§hre chronologische Einordnung zu geben, seien hier Butzers Ergebnisse aus dem Jahre 1958 aufgef√ľhrt, 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 J√§ger um 6500 - 5600 BP. fertigten √ľberwiegend naturalistische, dunkel patinierte Einzeldarstellungen in Gr√∂√üen von 0,50 - 3m an, die allesamt tief und sorgf√§ltig eingeschliffen wurden. Dargestellt wurde Gro√üwild wie zum Beispiel Flu√üpferde, Krokodile, Rhinozerosse und Elefanten, Giraffen, sowie Strau√üe und Antilopen.
- Die nomadischen jungsteinzeitlichen Viehz√ľchter und J√§ger ab ca. 6000 BP. verlegten sich auf Gruppendarstellungen in Form von Gravierungen und Malereien, die weniger naturalistisch, aber heller patiniert und von kleinerem Ausma√ü waren. Die Abbildungen bestehen zumeist aus Rinderherden und Jagdwild, wobei eine allm√§hliche, wohl anthropogen bedingte, Zur√ľckdr√§ngung der anspruchsvolleren Arten wie Hippopotamus, Rhinozeros und Elefant festzustellen ist. Die drei zuletzt genannten Arten verschwinden in der √∂stlichen 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 Ausf√ľhrungen entnehmen kann, sind die Felsbilder in der Sahara nur ein Indiz f√ľr ein Klima, das im Gegensatz zu heute, h√∂here und anspruchsvollere S√§ugetierarten zulie√ü. Es muss weiter untersucht werden, mit welchen Hilfsmitteln das offensichtlich g√ľnstigere pr√§historische Klima in der Sahara rekonstruiert werden kann.

2.2.Pollenanalytische Indizien
Um R√ľckschl√ľsse auf das pr√§historische Klima zu erhalten, versuchten Forscher, die pr√§historische Vegetation anhand von Pollenfunden in Flu√ü - und Seeterrassen und deren Analysen zu datieren und zu charakterisieren. Um einen Vergleich zur rezenten Vegetation zu erhalten, soll dazu eine kurze Einf√ľhrung gegeben werden.

2.2.1. Rezente Vegetation der Sahara
Die Vegetation der Sahara ist durch eine relative unregelm√§√üige r√§umliche Verbreitung charakterisiert. So zeichnet sich die Nordsahara durch eine diffuse Vegetation aus, d.h., eine sehr locker bewachsene W√ľstensteppe, w√§hrend sich in der Zentralsahara die Vegetation fast ausschlie√ülich auf die Wadil√§ufe konzentriert. Aber auch in den beg√ľnstigten Gebieten ist die Vegetation nur eine Folge lokaler Niederschl√§ge, wobei hier w√§hrend Trockenperioden nur vereinzelte und verk√ľmmerte Arten zu finden sind. Generell ist festzustellen, dass die geringe Anzahl von Pflanzenarten durch die extreme Aridit√§t des Klimas und das Fehlen von entwickelten B√∂den bedingt wird (QU√ČZEL,1971, 436f).
Die feuchteren, √ľberwiegend gebirgigeren Regionen der nordafrikanischen und vorderasiatischen Mittelmeerk√ľste sind durch die Hartlaubvegetation des Winterregengebiets gekennzeichnet. Der sich s√ľdlich daran anschlie√üende Steppeng√ľrtel ist im wesentlichen baumfrei und wird von Halbstr√§uchern wie Artemisia und von Steppengr√§sern wie Stipa -, Poa -, Halfa - und Espartogras eingenommen. Die vorwiegend im Winter fallenden Niederschl√§ge betragen hier 200 - 400 mm, woraus sich noch eine gleichm√§√üig verteilte Strauch - und Gr√§serbedeckung bilden kann. Gegenden mit 25% Bodenbedeckung durch Pflanzenbewuchs rechnet man noch zur Halbw√ľste (MENSCHING, 1972, 38).
Der √úbergang zu den n√∂rdlichen Savannen wird von Akazien oder von Tamarisken gebildet (SCHULZ, 1987, 439), wobei diese "diffuse" Vegetation der Savanne dann allm√§hlich in eine "kontrahierte" Vegetation √ľbergeht, d.h., eine auf wenige, durch Klima, Exposition und Boden bevorzugte Ansiedlung in einer vegetationslosen Umgebung (WALTHER, 437), worunter Senken, Abflu√ümulden und Trockent√§lern fallen.
Die pal√§otropische Flora der s√ľdlichen 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 Hochl√§nder und Gebirge beinhalten viele Gemeinsamkeiten der n√∂rdlichen und s√ľdlichen Sahara. Mediterrane Elemente sind in H√∂hen um 1000 - 2000 m dominant, gleichzeitig sind sie aber durchsetzt mit tropischen Arten und Vertretern der pr√§historischen panafrikanischen Randflora (LE HOU√ČROU, 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 Quart√§rs rekonstruieren konnte (QU√ČZEL, 1971, 473). Hinzu kommt noch, dass man bei zahlreichen Untersuchungen von Pollenspektren in der Sahara festgestellt hat, dass der rezente √úbergang von saharischer zu sahelischer Vegetation von Zypressen und Graminae gebildet wird, womit die pr√§historische Grenze zwischen Sahara und Sahel gezogen werden kann (SCHULZ, 1987, 438).

2.2.2. Interpretationsprobleme bei den Pollenanalysen
Eine direkte √úbertragung der aktuellen Pollenspektren auf holoz√§ne Sedimente ist jedoch nicht immer ohne weiteres m√∂glich, da die Frage einer selektiven Verwitterung der Pollenk√∂rner nicht gekl√§rt ist. Die Erfahrungen aus dem aktuellen Pollenniederschlag zeigen, dass der Anteil an Fernflugkomponenten sehr gro√ü ist. So m√ľssen die wenigen Pollenk√∂rner der temperierten und mediterranen Florenelemente durch Ferneinflu√ü erkl√§rt werden, da sich vor allem in Gebirgsbereichen eine Anreicherung von weit verfrachteten Pollen einstellt (SCHULZ, 1980, 154).
Was sehr wichtig f√ľr die weitere Betrachtung ist, dass sich die jeweiligen Witterungsbedingungen im jeweiligen Pollenniederschlag widerspiegeln (SCHULZ, 1980, 166), sodass man aus gefundenen Pollen erstens R√ľckschl√ľsse auf die Arten und zweitens deren umgebendes Klima t√§tigen kann. Dies trifft aber nur dann zu, wenn die Pollen nicht durch eine sp√§tere Umlagerung und weiteren Transport in Sedimenten auftreten, die nicht die geo√∂kologische Situation der Pollen repr√§sentieren. Somit sind R√ľckschl√ľsse auf die pr√§historische Flora nur m√∂glich, 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 Fu√üfl√§chen 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 (QU√ČZEL,1963, 244).
Diese Ergebnisse sind jedoch mit einiger Vorsicht zu genie√üen, da n√§mlich die unterschiedliche hohe Pollenproduktion verschiedener Arten sowie die sehr unterschiedliche Haltbarkeit der Pollen zu lokaler Unter - bzw. √úberrepr√§sentation bestimmter Arten in den Pollenspektren eines Fundorts f√ľhrt (LITTMANN, 1988, 36).
Eine weitere Verf√§lschung der Pollenspektren kann au√üerdem dann auftreten, wenn der W√ľstenboden durchfeuchtet ist, sodass von weit vom Pollenfundort entfernt liegenden W√§ldern Pollen verfrachtet werden und der Bl√ľtenstaub vom feuchten Boden festgehalten wird. Hierbei werden die Pollen vor sp√§terer Umlagerung und Zerst√∂rung weitgehend bewahrt. Auf einem ausgetrockneten Boden bleibt der herangewehte Bl√ľtenstaub hingegen nicht lange liegen und er wird schnell zerst√∂rt (FRENZEL, 191).

2.2.3. Ergebnisse der Pollenanalysen
QU√ČZEL erhielt bei Pollenanalysen um 1950 folgende Ergebnisse f√ľr die Vegetation in verschiedenen Epochen, aus denen er dann R√ľckschl√ľsse auf das jeweils vorherrschende Klima in der Zentralen Sahara ziehen konnte:
F√ľr die Zeit um 10.000 BP fand QU√ČZEL Steppenvegetation und eine wom√∂glich nur diffuse mediterrane Vegetation in der Zentralen Sahara heraus, die auf ein arides Steppenklima schlie√üen l√§sst.
Um 8.000 bis 6.000 BP wuchsen auf den Hochfl√§chen Mischw√§lder, die aus Zedern und verschiedenen Eichenarten bestanden, wohingegen in den Niederungen Aleppokiefern anzutreffen waren. Hieraus leitete QU√ČZEL ein Csa - Klima ab.
F√ľr die Zeit von 5.000 bis 2.800 BP herrschte ein BSh - Klima, in dem Aleppokiefern, Olivenb√§ume und Zypressen in den Niederungen, sowie in den Hochlagen Zedern, Nu√üb√§ume 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 schlo√ü QU√ČZEL eine Klima√§nderung vom mediterranen zum sahelischen Klima. Seit 500 BP l√§sst sich eine fortschreitende und schnelle Desertifikation in der Zentralen Sahara feststellen, was auf ein trockenhei√ües W√ľstenklima schlie√üen l√§sst. (QU√ČZEL,1962, 247)
BUTZER ver√∂ffentlichte 1971 seine Ergebnisse f√ľr die Vegetation und das entsprechende Klima in verschiedenen Regionen innerhalb der Sahara. Er beschr√§nkt sich st√§rker als QU√ČZEL auf qualitative Aussagen zum Klima. F√ľr die T√©ner√©, √Ągypten und √Ąthopien, und unter Umst√§nden auch f√ľr den Fezzan, formulierte BUTZER f√ľr die Zeit um 8.000 bis 5.500 v.Chr ein im Vergleich zu heute feuchteres Klima. F√ľr die weiteren Zeiten kommt er auf √§hnliche Ergebnisse wie QU√ČZEL, seine Ergebnisse sind aber im Vergleich zu QU√ČZEL insgesamt vorsichtiger.
Einen anderen Weg gingen LAUER und FRANKENBERG, die ohne Pollenanalysen die Vegetation, deren jeweilige Bereiche in der Sahara als auch die j√§hrlichen Niederschlagsmengen f√ľr 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 n√∂rdlichen und s√ľdlichen Florengrenze der Sahara, sowie deren determinierenden j√§hrlichen Mindestniederschlag, Pflanzen - und Niederschlagsgrenzen f√ľr die Zeit zwischen 5.500 bis 18.000 BP. Die Grenze f√ľr den n√∂rdlichen und s√ľdlichen Pflanzenbewuchs korreliert dabei mit der 100 mm Isohyete und die Grenze zwischen der holoarktischen und der pal√§oarktischen Flora lehnt sich an der 24,5¬įC - Isotherme f√ľr das langj√§hrige Mittel an. Dann wurde die absolute Anzahl der Pflanzenarten in Gittern mit 80 km Seitenl√§nge 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 f√ľr 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 n√∂rdlichen Sahara um 40%, in der s√ľdlichen Sahara um 10% unter den heutigen Werten lagen. Diese Ergebnisse lassen f√ľr die Zeit um 5.500 BP schlie√üen, dass die Grenze der tropische Vegetation um rund 20 - 30¬į n√∂rdlicher als heute lag.
Die Grenze der holoarktischen und pal√§otropischen Flora verlief am S√ľdrand des Atlas, n√∂rdlich des Plateaus von Tadema√Įt und s√ľdlich des heutigen Grand Erg Oriental. In der Zeit um 18.000 BP lagen oben aufgef√ľhrte Grenzen um rund 10¬į s√ľdlicher (LAUER/FRANKENBERG, 1979b, 307 - 310).
SCHULZ erhielt bei pollenanalytischen Untersuchungen im Jahre 1987 auf nahezu gleiche Ergebnisse; die n√∂rdliche Savannengrenze verschob sich im Mittleren Holoz√§n, also w√§hrend der Zeit um 8000 - 6000 BP, auf 20 - 22¬įN, was auf sommerliches Monsunregen - Regime schlie√üen lassen k√∂nnte. Dieser Sachverhalt wird durch Pollenfunde in den Pollenspektren ersichtlich, die durch Transporte √ľber gro√üe Distanzen aus s√ľdlichen Richtungen in zentralsaharische Gegenden wie Mali und Niger verfrachtet wurden. Atlantische Zyklonen √ľben zwar heute auch einen Einflu√ü auf die Pollenverfrachtung aus, doch dieser ist im Vergleich zum holoz√§nen Einflu√ü zu gering. Somit kann man die j√§hrliche Niederschlagsmenge im Mittleren Holoz√§n f√ľr Mali und Niger mit 200 - 300 mm veranschlagen (SCHULZ, 1987, 442).


2.3.Geologische Indizien

In den bisherigen Ausf√ľhrungen sind vor allem biotische Indikatoren f√ľr sowohl feuchtere als auch aridere Klimate als heute in der Sahara aufgef√ľhrt worden. Jedoch sind diese Indikatoren, wie zum Beispiel Pollen, in abiotischen Faktoren wie fluvialen, limnischen und √§olischen Ablagerungen erhalten geblieben. Ja sogar die Felsbilder blieben auf abiotischen Faktoren erhalten, sodass in diesem Abschnitt die geologischen Indizien f√ľr 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 √§olischen Formen schafft das rezente Klima.
2.3.1. Zonierung der Reliefformen
H√ĖVERMANN ver√∂ffentlichte 1967 eine Arbeit √ľber die Hangformen und die Hangentwicklung zwischen Syrte und Tschad, in der er von den angetroffenen Formen ausging, die sich in Formungsregionen mit eigent√ľmlichen Formungsstil gruppieren lassen. Diese Gruppierung zeigt einerseits eine vertikale Stufung, anderseits eine Zonalit√§t.
Es ergaben sich bei dieser Untersuchung mindestens f√ľnf Relieftypen, die sich als Folge eines von klimatischen Faktorkombinationen bestimmten Formungsprozesses pr√§sentieren.
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 Flachmuldent√§lern oder Sp√ľlmulden bestehende Rumpffl√§chen 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 T√§ler vor, die von Schr√§gfl√§chen abgel√∂st werden (Pedimente). Geht man weiter nach S√ľden, heben sich diese Fl√§chen von den tiefsten Gebieten, die jetzt aus D√ľnen oder Sandfl√§chen bzw. √§olischen Abtragungsformen bestehen, ab.
Weiter s√ľdlich haben diese Pedimente fossilen Charakter und werden fluviatil und √§olisch weitergebildet, w√§hrend sich in der Vertikalen ein Stockwerk intensiver Tiefenerosion anschlie√üt. Dieses Gebiet wird gemeinhin als die Region der W√ľstenschluchten bezeichnet.
S√ľdlich des Wendekreises stellen sich Fl√§chen eines anderen Typs ein, die sich durch die fossilen Fl√§chen von Randfurchen - Inselbergen charakterisieren. Diese Fl√§chen werden heute als "Sandschwemmebenen" weitergebildet. Das aerodynamische Relief nimmt hier wiederum die tiefergelegenen Fl√§chen ein.
Am s√ľdlichen Rand der Sahara geht dann diese Zone in die rezente Inselberg - Rumpffl√§chenlandschaft √ľber. (HAGEDORN, 51)
Eine Betonung auf die unterschiedlichen landschaftlichen Gegebenheiten, die bei gleicher Niederschlagsmenge (hier als Beispiel 50mm/Jahr) unterschiedliche morphologische Ph√§nomene zeigen, zeigt die folgende Abbildung (ROGNON, 46). Einem Sandboden st√ľnden dann 40mm Wasser zur Verf√ľgung, einem Lehm - oder Felsboden nur 5mm, wobei der Gro√üteil verdunstet. Flie√üt auf einem Inselberg der gesamte Niederschlag ab, und versickert dabei im Fu√üfl√§chenbereich, so bildet sich dort ein Aquifer.
Auf einem Serir versickert nahezu nichts, da es sofort verdunstet. Werden landwirtschaftliche Nutzfl√§chen drainiert, so bildet sich in tiefergelegenen Senken Sepkhas, w√§hrend sich bei nicht - drainierten Fl√§chen die Abflu√ülinien nachzeichnen. Versickern die gesamten Niederschl√§ge und besteht noch die M√∂glichkeit, dass die Niederschl√§ge durch Kl√ľfte abflie√üen k√∂nnen, so bilden sich Seen oder Schichtquellen wie in den Tassli der Adjer. Ganz im Gegensatz zum Plateau von Tadema√Įt, wo, bedingt durch die landschaftlichen Gegebenheiten wie Serir - Fl√§chen, die gesamten Niederschl√§ge 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 f√ľr die Abtragung sehr unterschiedliche Voraussetzungen schuf. (SKOWRONEK, 156) Somit k√∂nnen dann an Landschaftsformen, sowie an etwaigen Oberfl√§chenrelikten wie B√∂den, Zeugen von Pal√§oklimaten nachvollzogen werden. Dieser Sachverhalt wird in den Abbildungen 4 - 7 (ROGNON, 50) verdeutlicht. Tab. 1 (LITTMANN, 1988, 65) gibt einen √úberblick √ľber die verschiedenen Landformen zu bestimmten Zeiten.

2.3.2. Fossile Formen und ihre paläoklimatischen Aussagewerte
2.3.2.1. √Ąolische Ablagerungen
Eine Untersuchung, die √§olischen Ablagerungen betreffend, √ľber die m√∂glichen Pal√§owindrichtungen hat als Ausgangs - und Anlasspunkt, die Beobachtung von Barchanabdr√ľcken auf der Oberfl√§che lakustriner Sedimente des ehemaligen Tschadsees, rund 200 km s√ľdlich des Emi - Koussi gelegen. (Vgl. Photo Nr.1) Diese Abdr√ľcke liegen im Vergleich zu heute um 180¬į gedreht, also in inverser Richtung, zu den heutigen Barchanen (HAGEDORN; 1990, 235).
Diese Entdeckung l√§sst auf folgenden Sachverhalt schlie√üen: zur Bildungszeit der Barchanabdr√ľcken muss ein Klima geherrscht haben, dass durch einen st√§rkeren und l√§ngeren sommerlichen SW - Monsun und einen stark abgeschw√§chten winterlichen NE - Passat charakterisiert war. F√ľr die Bildung dieser inversen Barchanfelder waren im Vergleich zu heute um ein Vielfaches h√∂here und andauerndere Windgeschwindigkeiten n√∂tig, die zudem noch eine gro√üe s√ľdwestliche 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 √§hnliche Ergebnisse erhielt SARNTHEIN, der 1979 in Tiefseebohrungkernen vor der K√ľste Westafrikas sowohl √§olisches (durch den Harmattan) als auch fluviatil verfrachtetes Material (durch den Senegal - Flu√ü) vorfand und damit sowohl auf die Abflu√üverh√§ltnisse als auch auf die klimatischen Verh√§ltnisse r√ľckschlie√üen konnte. An dieser Stelle sollen nur die √§olisch verfrachteten Materialien besprochen werden.
Die Staubfracht der Harmattan - Winde (sehr trockene, hei√üe und staubreiche NE - Winde des Passatregimes, die aus der Sahara auf die atlantische K√ľste zuwehen.) kam w√§hrend des letzten Klima - Optimums nicht v√∂llig zum Erliegen, sondern sie war deutlich grobkorn√§rmer. Wesentlich ist es, dass das Ausbruchszentrum des Harmattanstaubs konstant bei 18¬į bis 20¬įN lag.

Dieser Windg√ľrtel war also im Verh√§ltnis zur letzten Eiszeit nicht erkennbar nach Norden verschoben. Allerdings wurde damals um 6000 BP die Passatwinde von Ver√§nderungen erfa√üt, da kaum noch ungef√§rbter Passatstaub in den Bohrkernen enthalten war. Hinzu kommt noch, dass Auftriebsph√§nomene des ozeanischen Wassers, die kalte W√§sser aus gro√üen Tiefen an die Wasseroberfl√§che transportieren nahezu fehlen, so dass in diesem Zeitabschnitt w√§rmeliebende Molluskenarten einwanderten. Und diese wiederum konnten mit Hilfe der 14C - Methode datiert werden.
Aus diesen Indizien kann man schlie√üen, dass sich die Windg√ľrtel der Sahara - im Gegensatz zur atmosph√§rischen Zirkulation in den polaren und gem√§√üigten Breiten - beim Wechsel zwischen Kalt - und Warmzeiten nicht erkennbar pol - oder √§quatorw√§rts verschoben haben. Genauso sollten auch die gro√üen Trockeng√ľrtel der Subtropen nicht eine Nord - S√ľd - Verschiebung, sondern abwechselnd Phasen der Spreizung und Schrumpfung mitgemacht haben. F√ľr die zwischengeschalteten Trockenzeiten sind vor allem ablandige Windrichtungen verantwortlich, die mit dem verst√§rkten ozeanischen Auftrieb am √Ąquator in einem kausalen Zusammenhang stehen.
Dadurch gelangte k√ľhleres Wasser an die Meeresoberfl√§che und verringerte dort die Verdunstung; verminderte Wasserdampfbildung verringert wiederum die Bildung von tropischen Zyklonen, die f√ľr den Feuchtigkeitstransport vom Ozean zum Kontinent verantwortlich sind. Diese Vorg√§nge wurden durch die Vergr√∂√üerung der Landmassen infolge der Meeresspiegelabsenkung noch verst√§rkt (SARNTHEIM, 64).
Weitaus hypothetischeren Charakter hatte die Diskussion √ľber den pal√§oklimatischen Aussagewert von sogenannten "fixierten" oder "fossilen" D√ľnen am s√ľdlichen Rand der Sahara, die sich vom Senegal bis in den Sudan erstrecken. Stellvertretend f√ľr die zwar zahlreiche, aber auch sehr widerspr√ľchliche Literatur soll an dieser Stelle ein Aufsatz von MENSCHING soweit vorgestellt werden, wie er ohne Widerspr√ľche bleibt. Wichtiger bleibt zum Schlu√ü, ein Res√ľmee zu ziehen, inwieweit die sogenannten "fixierten" D√ľnen als pal√§oklimatischer Indikator dienen k√∂nnen.
Der n√∂rdliche Rand der Altd√ľnen f√§llt, generalisiert man lokale Abweichungen, mit der heutigen 150 mm Isohyete am s√ľdlichen Rand der Sahara zusammen, wodurch auf vielen, durch Vegetation fixierten, Altd√ľnen seitens der Bev√∂lkerung Hirseanbau betrieben wird. Wird aber diese Vegetationsdecke zerst√∂rt, so tr√§gt die fehlende Vegetation zu einer Mobilisierung der Sandfl√§chen bei (MENSCHING, 1979, 72). Hier ist es, dass menschliche Eingriffe eine weitreichende Ver√§nderung von lokalen D√ľnenkomplexen hervorrufen k√∂nnen. Aber auch in Phasen verst√§rkter Aridit√§t k√∂nnen gr√∂√üere Teile von D√ľnenkomplexen mobilisiert werden, da dann n√§mlich die fixierende Pflanzenbedeckung auf den D√ľnenk√§mmen fehlt (MENSCHING, 1979, 76).

MICHEL (1973) fand im heute √ľberfluteten Bereich vor der Senegalk√ľste D√ľnensande, 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 gro√üen Sandmassen erkl√§ren w√ľrde. Die Ausrichtung der alten D√ľnen spricht f√ľr vorherrschende Winde aus nord√∂stlichen Windrichtungen, die aus den fluvialen Sandablagerungen den alten Erg geformt haben (MENSCHING, 1979, 75).
Generell ist es vielen Forschern noch nicht gelungen, den sahelischen Altd√ľneng√ľrtel 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 Altd√ľnen dar.
Durch die hohe morphologische Mobilit√§t bei schon geringen Klima√§nderungen werden regionale Unterschiede hervortreten und somit ist eine sichere zeitliche Einordnung in pal√§oaride Phasen der Sahara nahezu unm√∂glich. Als eindeutiger pal√§oklimatischer Indikator dienen D√ľnen daher nur bedingt (MENSCHING, 1979, 76).

2.3.2.2. Limnische Ablagerungen
Der Tschadsee ist ein seit langem diskutierter Indikator der pal√§oklimatischen Entwicklung in der S√ľdsahara. Zahlreiche Ver√∂ffentlichung zeugen zwar von einer gewissen Wichtigkeit, die zahlreichen Widerspr√ľche in der Literatur lassen aber keine klaren Aussagen zu. Die folgenden Ausf√ľhrungen beschr√§nken sich auf LITTMANN, 1988, da dort √§ltere neueren Forschungsergebnissen gegen√ľbergestellt werden.
Eine der ersten Transgressionen um 38.000 bis 36.000 BP √§u√üerte sich nur durch Flachseebereiche - die heute noch zum Teil im Tschadsee vorherrschen - innerhalb der umliegenden D√ľnen. F√ľr die Zeit um 24.000 bis 22.000 BP kann die erste gr√∂√üere Transgression nachvollzogen werden, die aber noch von einer ausgepr√§gten Austrocknungsphase von 20.000 bis 12.000 BP abgel√∂st wurde. Bei jeder Transgression von √ľber 4 m musste bei einem rezenten Seespiegel von 280 m NN ein √úberflie√üen in die NE - gelegene Bodel√© - Region erfolgen, sodass sich w√§hrend des fr√ľhen Holoz√§ns um 10.000 BP ein "Mega - Tschadsee" mit einer Fl√§che von rund 360.000 km¬® (rezente Fl√§che 10 - 20.000 km¬®, vergleichbar mit der Gr√∂√üe des Kaspischen Meers) bildete, der dabei damals vorhandene Altd√ľnen √ľberflutete. Ab etwa 12.000 BP folgten in der Nig√©ro - Tschadien - Formation mehrere deutliche Transgression aufeinander, die jeweils in Erw√§rmungsphasen fallen, zwischen 12.000 und 10.000 BP in das B√∂lling und Aller√∂d, 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 Abk√ľhlungsphasen.

Am S√ľdufer 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 D√ľnenbildung 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 √úberblick liefert die Abb. √ľber 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.
Dar√ľber hinaus k√∂nnen sich im L√§ngsprofil eines Flusses die Sedimentationsbedingungen ge√§ndert haben, da das Einschneiden auch ohne Klimawechsel nur durch einen h√∂heren Gradient des L√§ngsprofils der vorherherigen Akkumulation initiiert werden (LITTMANN, 1988, 32). Somit w√§ren Terrassen nichts weiter als eine punktuelle Unterbrechung der ariden Formung, ohne dass gleich eine Klimaschwankung angenommen werden m√ľsste (MENSCHING, 1979, 75).
Diese Erkenntnis machte FAIRBRIDGE, als er die Nilterrassen untersuchte. Die hohen Wasserst√§nde des Nils, die er zwischen 25.000 - 10.000 BP erreichte, entsprechen keinen schweren Regenf√§llen, sondern diese hohen Terrassen zeugen davon, dass das Tal mit Schlamm und Sand zugesch√ľttet war. Dies ist ein Zeichen von niedrigen Wasserst√§nden, die aus zur√ľckgegangenen √§quatorialen Niederschl√§gen resultieren, w√§hrend zur gleichen Zeit im Mittelmeergebiet verst√§rkt Niederschl√§ge auftraten. Das hie√üe, dass w√§hrend kalter Epochen universell st√§rkere Niederschl√§ge auftraten ist demnach nicht haltbar. Und zwar deswegen, da die Verdunstung aus den Meeren in den kalten Epochen, aufgrund fehlender Wassermassen, geringer war. W√§re dies nicht so, h√§tte der Nil im Zeitraum von 25.000 - 10.000 BP mehr Wasser f√ľhren m√ľssen. Die Indizien lassen den Schlu√ü zu, dass der Nil w√§hrend dieser Zeit nahezu ausgetrocknet war (FAIRBRIDGE, 184f).

2.3.3. Paläopedologische Indizien

Die bodenbildenden Prozesse innerhalb der Sahara werden durch die Niederschlagsarmut, deren Unregelm√§√üigkeit und dem fast v√∂lligen Fehlen von Wasserzufuhr bestimmt, was eine Ausbildung einer dichteren Pflanzendecke verhindert. Hinzu kommt noch das √úberwiegen der physikalischen gegen√ľber der chemischen Verwitterung, wodurch, bedingt durch den permanenten Wind, gro√üe Mengen an Feinmaterial weggeweht werden und letztendlich nur noch grobe Steindecken an der Oberfl√§che zur√ľckbleiben (GANSSEN, 72f).
In Abh√§ngigkeit des Reliefs laufen auch in ariden Gebieten unterschiedliche Bodenbildungsprozesse ab, die sich in Form einer Catena (Abb.9) widerspiegeln. Eine √úbersicht (Tab.2,3,4) √ľber die rezenten B√∂den der Trockenzonen soll zum Vergleich mit den gefundenen Pal√§ob√∂den gen√ľgen.

2.3.3.1. Interpretationsprobleme von Paläoböden
Die f√ľr die zentrale Sahara nachgewiesenen Bodenbildungen d√ľrfen nicht auf den Gesamtraum √ľbertragen werden. Die Befundsituation und die stratigraphische Stellung der B√∂den - zumeist in Terrassen und unter Serirdecken - zeigen vielmehr, dass gebietsweise eine Pedogenese stattfand, w√§hrend in der Nachbarregion gleichzeitig sowohl Abtragung bzw. Akkumulation als auch wegen zu gro√üer Trockenheit weder eine Pedogenese noch eine Morphodynamik stattgefunden hat. (SKOWRONEK, 156)
Die meisten und am st√§rksten gegliederten Pal√§ob√∂den wurden im Atakor - Massiv des Hoggars nachgewiesen, was aber gleichzeitig mit einen entscheidenden Nachteil belastet ist; der Atakor ist mit seinen 3000 m H√∂he eine Klimainsel in einer extrem ariden Umgebung, die um 4 mal h√∂here Jahresniederschl√§ge als die Umgebung erh√§lt. Und was f√ľr die Gegenwart gilt, kann auch auf die Vergangenheit √ľbertragen werden. Auch aus diesem Grund k√∂nnen pal√§opedologische Erkenntnisse nicht ohne weiteres auf pal√§oklimatische Geschehnisse in der gesamten Sahara √ľbertragen 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 B√∂den ergaben zum Teil hohe Anteile an Kaolinit, so dass zur Entstehung dieser B√∂den ein tropisches Feuchtklima mit ausgepr√§gten Trockenzeiten angenommen wird. Das Alter dieser Verwitterungsprodukte wird in das Terti√§r bis Altpleistoz√§n gestellt. Anderseits lassen die j√ľngeren 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 H√∂lzern enthalten. An der Basis der Mittelterrasse am Atakor in 1000 bis 1500 m √ľ NN lassen Froststrukturen auf k√ľhlere Bedingungen innerhalb des Jungw√ľrms schlie√üen. Die Montmorillonite und die mengenm√§√üig variierenden Illite leiten sich aus Pal√§ob√∂den ab, die als typische mediterrane Braunlehme angesprochen werden k√∂nnen. 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 Pal√§ob√∂den sind nur auf einigen eng begrenzten Lokalit√§ten erhalten und haben dadurch einen eingeschr√§nkten Aussagewert. Das Hauptproblem liegt hierbei, dass, falls eine Pedogenese stattgefunden hat, Pal√§ob√∂den, die nicht durch Akkumulation jeglicher Art vor Abtragung gesch√ľtzt wurden, im Laufe der j√ľngeren Erdgeschichte abgetragen worden sind.

2.4. Isotopenhydrologische Indizien
Einf√ľhrung
Nat√ľrliches Wasser enth√§lt neben Wasserstoff der (relativen Atom - ) Masse 1 (1H)14und 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 Instabilit√§t zu vernachl√§ssigen]. Somit ist das Wasser ein Isotopengemisch. Wasser mit h√∂heren Anteilen an Deuterium und Tritium werden als "schweres Wasser" bezeichnet, die sich physikalisch durch einen h√∂heren Siedepunkt, eine gr√∂√üere Dichte, eine h√∂here Molek√ľlmasse und einen h√∂heren Schmelzpunkt von "reinen" Wasser unterscheiden.
Infolge der unterschiedlichen physikalischen Eigenschaften leichter und schwerer W√§sser kommt es in den Niederschl√§gen (und damit auch im Grundwasser) vom Meer in Richtung der Kontinente zu Isotopenfraktionierungen. Und zwar dergestalt, dass die W√§sser kontinentalw√§rts "leichter", also √§rmer an schweren Molek√ľlen werden. Ursache daf√ľr ist in erster Linie die Verdunstung, da der Dampfdruck des "schweren" Wassers etwas geringer als der des "leichten" ist. "Schweres" Wasser verdunstet daher weniger, w√§hrend das "leichte" Wasser kontinentalw√§rts in den Luftmassen und damit den Niederschl√§gen angereichert wird (H√ĖLTING, 155f). Dieser zuerst f√ľr Europa entdeckte Kontinentaleffekt wurde um 1976 auch f√ľr die Sahara nachgewiesen, sodass mit Hilfe der Grundw√§sser Altersdatierungen f√ľr pr√§historische Niederschl√§ge durchgef√ľhrt werden konnten (SONNTAG et alii.,1978, 418).

F√ľr die isotopenhydrologische Altersbestimmung ist allerdings das Deuterium und das nicht radioaktive Sauerstoffisotop18O von Wichtigkeit, dessen Verh√§ltnis zum h√§ufigeren und leichteren 16O rund 2_10- 3betr√§gt. Die Anwendung dieses Verh√§ltnisses (_18O) zur Altersdatierung beruht darauf, dass mit wachsender Verdunstung eine vermehrte Anreicherung von18O im Vergleich zum Deuterium auftritt. Der Kontinentaleffekt f√ľhrt zu einer kontinentalw√§rts gerichteten Verringerung des18O - Isotops. Da bei der Kondensation die schwereren Isotope eher als die leichteren kondensieren, wird mit zunehmender Niederschlagsmenge der Anteil an den18O - und Deuteriumisotopen vermindert (H√ĖLTING, 159).
Schlie√ülich besteht eine Temperaturabh√§ngigkeit bei der Isotopenfraktionierung in der Weise, dass mit steigender barometrischer H√∂he, und der parallel dazu abnehmender Kondensationstemperatur, eine Anteilsverminderung der schweren Isotopen in den Niederschl√§gen erfolgt. Die Temperaturabh√§ngigkeit f√ľhrt auch zu jahreszeitlich unterschiedlichen Isotopengehalten (H√ĖLTING, 159).
Mit Hilfe dieses Sachverhaltes, und der Extrapolierung des West - Ost - Gef√§lles des Isotopengehaltes der Grundw√§sser, sind f√ľr die Pluvialzeiten 2 - 3¬įC niedrigere Lufttemperaturen als heute abgesch√§tzt worden (SONNTAG et alii S. 422).

2.4.1. Ergebnisse der isotopenhydrologischen Altersdatierung
Die auf rund 60 Mio. m3gesch√§tzten Grundwasservorr√§te der Sahara lassen den Schlu√ü zu, dass die Sahara schon feuchtere Zeiten als heute erlebt hat. Die Grundw√§sser 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 betr√§gt. Anhand von isotopenhydrologischen Untersuchungen konnte nachgewiesen werden, dass sich die innersaharischen Grundwasservorr√§te kaum erneuern und dass es keine weitr√§umigen Grundwasserbewegungen von der Peripherie ins Saharainnere gibt. Abb.11 zeigt, wie das Altersspektrum der 14C - datierten W√§ssern mit den Vorstellungen √ľber die Klimaabfolge im Pleistoz√§n und im Holoz√§n korreliert (SONNTAG et alii, 415 - 417):
40.000 - 20.000 BP: Vor dem Höhepunkt der letzten Eiszeit, in der
Nordsahara √ľberwiegend Winterregen aus der Westdrift, variierende Temperatur.
20.000 - 14.000 BP: H√∂hepunkt der letzten Eiszeit (ca. 18.000 BP)Sahara semiarid, k√ľhl
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 erw√§hnt, tritt auch bei den Grundw√§ssern der Sahara der sogenannte Isotopeneffekt auf, d.h., dass die schweren Massermolek√ľle gegen√ľber den leichten bevorzugt in der fl√ľssigen Phase verbleiben. Daher verarmen kontinenteinw√§rts 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 w√§hrend der Pluviale von der Westdrift bestimmt wurde, die dabei regenbringende atlantische Luftmassen weit ins Saharainnere getrieben hat (SONNTAG, 418 - 419).
Zusammenfassung
Jeder der oben aufgef√ľhrten pal√§oklimatischen Indikatoren l√§sst zwar R√ľckschl√ľsse zu, doch bleiben diese meist auf regionale Bereiche beschr√§nkt. 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 nachtr√§gliche Einfl√ľsse wie zum Beispiel Infiltration von Humins√§uren oder Intruision von Wurzeln in ihrem Aussagewert nicht gemindert wird. (GEYH, 83)

Abb.12: Generalisierter √úberblick √ľber die √Ėkovarianzzeiten in den nordafrikanischen Gro√ür√§umen (Quelle: LITTMANN,1988, 70)


















Tab.5: Chronologische √úbersicht der √Ėkovarianz in der Sahara
Jahre BP
Klimaschwankungen S√ľdsahara
Klimaschwankungen Zentralsahara
Klimaschwankungen Nordsahara
Menschliche Tätigkeiten und Industrien
Prähistorische Kulturen und 14 - C - Datierungen
Fauna und FloraVegetation; fossile Böden
Gegenwart
hyperarides W√ľstenklima
hyperarides W√ľstenklima
hyperarides W√ľstenklima
NomadensiedlungenVerstädterung der Oasenanthropogen bedingte Desertifikation
keine
Aussterben der Gro√üs√§uger; zunehmender Mangel an B√ľschen und Str√§uchern
450 - 500
W√ľstenklima
W√ľstenklima
W√ľstenklima
?
keine
Afrikanische Großsäuger; Restwälder in der N - Sahara und den Hochländern; Fortschreitende und schnelle Austrocknung der Sahara
2.200
geschichtliche Trockenperiode
geschichtliche Trockenperiode
geschichtliche Trockenperiode
Kamel - Epoche
Kamelnomaden
Mediterrane Vegetation
2800 - 3000
a) arid - semiarid
b) Wechsel vom trockenen Mediterran - zum Sahel - Klima
c) arid - semiarid
Pferde - Periode
Libysch - BerberischeFelszeichnungen
fast gänzliches Verschwinden der mediterranen Flora; Einwanderung der Akazien; Wälder in der N - Sahara und den Hochländern; tropische Flora
3.500
klimatische Aridisierung
klimatische Aridisierung
klimatische Aridisierung
Hirtenvölker mit Weidewirtschaft
Rinderfelszeich - nungen
reichhaltige und diversifizierte Fauna, Wälder und Savannen in der S - Sahara
5.000 - 5.500
a) Tafolian, semiaridb) c) Temperatur rd. 1 - 2¬įC h√∂her als heute
im Bergland humid
Temperatur rd. 1 - 2¬įC h√∂her als heute
Rharbian, semiarid
Temperatur rd. 1 - 2¬įC h√∂her als heute
Cro - Magnon
Sahara - Neolithikum
Afro - tropische Fauna; im Bergland Zedern, verschiedene Eichen, Nußbaum, Baumheidentorfhaltige Sumpfböden in der Zentralsahara
6.000 - 6.500
Nouakchottium, semiarid
semiarid
RharbianKlima: semiarid bis subhumid
B√ľffelj√§ger
Artérienes - Moustèrien in der Sahara
Mediterrane Wälder mit Aleppo - Kiefern, Olive, Wacholder, Zypresse. Afro - tropische FaunaDiatomite in der Zentral - Sahara
8.000
a) kurze Trockenperiode b) Csa - Klimac) kurze Trockenperiode


Neolithikum
Artérienes - Moustèrien in der Sahara
Fauna unbekannt, Mischwälder aus Zedern, verschiedenen Eichen, Erlen, Linden und Ahornen im Bergland, Aleppo - Kiefer im TieflandDiatomite, Sumpfböden fossile Waldböden
10.000 - 10.500
a) Tschadiumb) BSh - Klimac) semiarid


Protoneolithikum
?
Afro - tropische Fauna, SteppenvegetationAlluvionen
12.500
a) Beginn des Aufbaus des Ogolischen D√ľnensystems in einem semiariden Klimab) Niederschlag um 600 - 1200 mm; Grundwasserbildung in den Erggebieten; "Mega" - Tschadsee; Terrassen und Serir - Bildungenc) Beginn des Aufbaus der gro√üen Sandseen in einem semiariden Klima


Cro - MagnonProtomediteranus
?
Artemisia"Sol brun" in den Senken
14.000
a) verstärkte Ariditätb) Grobschuttakkumulation an Pedimenten; "Mega" - Tschadsee verkleinert sich; verstärkte Ariditätc) nachlassende fluviale Aktivität


?
?
D√ľnenvegetation, xenomorphe Flora
18.000
a) Inchirium; Feuchtzeitb) Grundwasserbildungc) Soltanium; Pluvial - Erosionszyklus


Paläolithikum (Neandertaler?)
-
Afro - tropische Fauna, mediterrane Wälder, tropische Savannenvegetation
26.000
a) hyperaridb) ?c) hyperarid


Aterier
-
?
40.000
a) Beginn eines Pluvialsb) ?c) ?



-
?
70.000
a), b), c): hyperarid, Bildung von D√ľnenz√ľgen


Homo erectus
?
Artemisia
125.000
a) feuchtes und warmes Klimab) Bildung des mittleren Glacisc) Tensiftisches Pluvial


LevalloisianerMousterier
?
Afro - tropische Fauna, mediterrane Wälder, tropische SavannenvegetationBodenrutschungen und "Sol brun"

Martin Ripsam,1992, ver√§ndert nach LE HOU√ČROU,1989, 14 - 15SKOWRONEK,1987, 153; LAUER/FRANKENBERG,1979, 307 - 313; QU√ČZEL,1971, 453 - 454; LITTMANN,1987, 247 - 253; GABRIEL,1977, 65f ; GEYH/J√ĄKEL, 86 - 96

Der Versuch, die klimatischen √Ąnderungen in der Sahara mit globalen Ereignissen zu korrelieren, hat sich in der Vergangenheit als nicht immer zuverl√§ssig erwiesen, wie das abschlie√üende Kapitel √ľber die Ursachen der Pluviale zeigt

3. Gr√ľnde f√ľr die Entstehung von Pluvialen

Auf die auff√§lligen Beweise f√ľr h√∂here Niederschl√§ge in der Sahara wie B√∂den, Flu√ü - und Seeterrassen wurde in den vorigen Kapiteln eingegangen. Nun sollen die ausl√∂senden Faktoren der Pluviale und Interpluviale behandelt werden.
Die erste dieser Feuchtphasen in der Sahara fand um 9500 BP statt, bei der die Seespiegelst√§nde um ein Vielfaches h√∂her als heute waren. Die zweite fand um 5500 - 6000 BP statt. Das erste Pluvial stimmt mit gro√üfl√§chigen klimatologischen Ereignissen √ľberein. Das hei√üt, der schnelle und abrupte R√ľckzug des d√ľnnen subantarktischen Treibeises um 9500 BP, sowie das etappenweise Abschmelzen der europ√§ischen und nordamerikanischen Eisschilde (FLOHN/NICHOLSON,1979, 10)
3.1. Gang der Forschung
Anfangs stellte man alle feuchten Perioden zeitlich den Glazialen gleich. F√ľr einen Teil der Pluviale ist das offenbar auch richtig und auch verst√§ndlich. Der planetarische Westwind der n√∂rdlichen Hemisph√§re wurde aufgrund der gro√üen Vereisungen √§quatorw√§rts gedr√ľckt und erfa√üte mit seinen regenbringenden Winden die n√∂rdlichen Randgebiete des subtropischen W√ľsteng√ľrtels, sodass die nordafrikanische K√ľste unmittelbar durch die Eiszeitwetterbedingungen beeinflu√üt wurde (SCHWARZBACH, 224).
Daher ging A.PENCK im Jahre 1932 von einer Einengung der Trockeng√ľrtel w√§hrend der Kaltzeiten aus. BALOUT wie√ü bereits 1952 darauf hin, dass eine Einengung der Sahara von beiden Seiten her nicht mit einen au√üertropischen Glazial, sondern mit einer Warmphase korreliere. Die Monsunregen seien von S√ľden her weiter in die Sahara vorgesto√üen, gleichzeitig habe sich am Nordrand der W√ľste die Zyklogenese verst√§rkt. Eine Kaltzeit f√ľhrt dagegen zu einer S√ľdverschiebung des Trockeng√ľrtels. Diese verursacht feuchtere Bedingungen nur in der Nordsahara, in der S√ľdsahara sowie der heutigen Sahelzone jedoch erheblich aridere Klimaverh√§ltnisse.
3.2. Gr√ľnde f√ľr die Pluviale
W√§hrend im Mittelmeer innerhalb der glazialen Phasen des Eiszeitalters zeitweise verst√§rkte Regenf√§lle auftraten, ist es augenscheinlich, dass sich in den tropischen und √§quatorialen Gebieten in diesen Epochen weniger Regenf√§lle ereigneten. Die sogenannte "Pluvialtheorie", die annimmt, dass w√§hrend der kalten Epochen universell verst√§rkt 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 f√ľr die Wasserdampfmengen verantwortlich sind. Und diese wiederum sind f√ľr die Bildung von tropischen Zyklonen verantwortlich, die feuchte Luftmassen vom Ozean zum Kontinent transportieren (SARNTHEIM, 65). Generell kann man davon ausgehen, dass Temperatur√§nderungen auf der Erde jeweils den prim√§ren Faktor darstellen, dem die Niederschlagsver√§nderungen nachgeordnet sind.
Eine Temperaturerh√∂hung bedeutet, dass mehr Wasserdampf in den Wasserkreislauf eingespeist wird und sich seine Durchlaufzeiten, d.h., vom Zeitpunkt des Verdunstens bis hin zum Niederschlag, verk√ľrzen. Erw√§rmung bedeutet ein h√∂heres Niederschlagsaufkommen, wohingegen eine Temperaturerniedrigung eine Verminderung der Bereitstellung von Wasserdampf f√ľr den Wasserkreislauf nach sich zieht, bei der sich dann generell niederschlags√§rmere Klimate ausbilden (LAUER / FRANKENBERG, 1979a, 9f).
Was die globale Feuchtigkeit betrifft, so war die Meeresverdunstung w√§hrend der W√ľrm/Weichsel - Eiszeit um rund 20% (nach Berechnungen von FLOHN, 1953) reduziert. Hinzu kommt noch die Verkleinerung der Meeresfl√§che durch eustatischen R√ľckgang und durch das Meereseis, was weitere 15% R√ľckgang ausmachte. (FAIRBRIDGE, 174)
W√§hrend die Zeit um 5500 BP, als in der Sahara das Klimaoptimum verherrschte, dass sowohl eine reichhaltige Flora und Fauna als auch menschliche Kulturen beg√ľnstigte, war, bedingt durch die Flandrische Transgression, global eine gr√∂√üere Wasserfl√§che vorhanden als um 18.000 BP. Dadurch erh√∂hten sich die Verdunstungsraten und somit auch die atmosph√§rischen Wasserdampfgehalte.
Im Mittelmeerraum k√∂nnte sich damals die h√∂here Temperatur des Meerwassers vor allem in der k√ľhleren Jahreszeit in einer verst√§rkten Zyklogenese ausgewirkt haben, da eine intensivere Labilisierung der √ľberlagernden Luftmassen zu vermehrten Niederschl√§gen in den Maghreb - L√§nder f√ľhrten. Die tropischen Sommerregen drangen dazu wesentlich weiter als heute nach Norden vor, so dass es zu einer weitr√§umigen √úberschneidung von Winter - und Sommerregen gekommen sein muss (LAUER / FRANKENBERG, 1979a, 29).
Dies w√§re dadurch zu erkl√§ren, dass der Ost - Jetstream, der heute ein weites Vordringen in n√∂rdlichere Richtungen des Monsuns verhindert - da er die Konvektion von monsunalen Luftmassen verhindert - deutlich abgeschw√§cht war. Eine solche Abschw√§chung ist deshalb wahrscheinlich, da der Ost - Jet durch den Temperaturkontrast zwischen dem Tibetanischen Hochplateau und dem Indischen Ozean gesteuert wird. Eine andere M√∂glichkeit best√ľnde darin, dass durch den Verlust des Druckunterschiedes zwischen dem H√∂henhoch √ľber Tibet und dem H√∂hentief √ľber dem Indischen Ozean der Ostjet die Konvektion monsunaler Luftmassen √ľber Nordafrika nicht verhinderte.
Bei einer Vereisung des Tibetanischen Hochlandes wurde, infolge der geringen M√§chtigkeit der Atmosph√§re √ľber den Hochland von Tibet und dessen Lage in den subtropischen Breiten (zwischen 27¬į und 40¬į n√∂rdlicher Breite), das Drei - bis Vierfache der Globalstrahlung reflektiert, als etwa √ľber einem, in gleicher Breitenlage liegenden, Gletscherfirn in Europa oder Nordamerika. [Deren Albedo betrug zwischen 76 - 95%.] Die rezente Albedo √ľber dem mit Fels und Schutt bedeckten Hochland von Tibet betr√§gt rund 4 - 15%, maximal 20% und ist der Grund f√ľr die rezente Aufheizung der Landfl√§che und den niederen Schichten der Atmosph√§re √ľber diesem Gebiet. Die Vereisung dieses Gebiets bedeutet f√ľr die Atmosph√§re einen W√§rmeverlust, der jede atmosph√§rische Zirkulation nach Art der heutigen Monsundynamik und des Ost - Jets ausschlie√üt. Somit w√ľrde diese Situation der heutigen Wintersituation √§hneln (GELLERT, 18).
Dieser Ausfall des Monsunsystems √ľber S√ľdasien erm√∂glichte den Einflu√ü kaltzeitlicher, √ľber dem Indischen Ozean angefeuchteter und daher niederschlagstr√§chtiger Passatwinde auf das Klima Ost - und Nordafrikas, die hier ein kaltzeitliches Pluvial bewirkten (GELLERT, 19).
Dieser Sachverhalt wird durch die globalen Seespiegelst√§nde um 5500 bis 6000 BP gest√ľtzt, da im Einflu√übereich des Ostjets die Seespiegelst√§nde im Vergleich zu heute h√∂her waren. (Vgl. Abb. 13)


Der Verfasser vermutet, dass durch die Inlandvereisung Tibets die M√∂glichkeit best√ľnde, dass die heutigen Mechanismen, die den √ľber Nordafrika niederschlagshemmenden Ostjet bewirken, w√§hrend des holoz√§nen Klimaoptimums kontr√§r abliefen. Das hie√üe, √ľber Tibet herrschte ein H√∂hentief und √ľber dem, im Vergleich zu heute w√§rmeren, Indischen Ozean ein H√∂henhoch, sodass die aufgestiegenen Luftmassen √ľber dem relativ w√§rmeren Ozean √ľber dem relativ k√§lteren Hochland von Tibet wieder abgesunken w√§ren. Dort w√§ren dann im Vergleich zu heute mehr Niederschl√§ge gefallen. Diese Vermutung st√ľtzt die Abb.14.


Hierbei verursacht der verst√§rkte Aufstieg verst√§rkte √∂stliche Str√∂mungen in gro√üen H√∂hen. Das verst√§rkte "Kippen" der W√§rmezellen des H√∂henhochs wirkt sich in bodennahen und starken s√ľdwestlichen Str√∂mungen aus, die den Feuchtigkeitsflu√ü 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 s√ľdwestlichen Winde sind auch f√ľr das Aufquellen von Tiefseew√§ssern in h√∂here Wasserschichten verantwortlich. (CROWLEY, 88)
Die zeitliche Verschiebung der Eisabschmelzung - die Eisschilde Nordeuropas und Nordsibiriens verschwanden um 8000 BP, w√§hrend der Laurentische Eisschild Nordamerikas noch die H√§lfte seiner urspr√ľnglichen Gr√∂√üe innehatte und erst in drei Schritten bis 5000 BP vollst√§ndig verschwunden war - erzeugte zwischen den oben aufgef√ľhrten Zeiten eine scharfe Klima - Asymetrie, die besonders im Sommer wirksam war. Europa war um 6500 BP schnee - und eisfrei und hatte seine w√§rmste Phase der vergangen 75.000 Jahre, w√§hrend das √∂stliche Nordamerika noch k√ľhl blieb. Das ergab eine Verst√§rkung der s√ľdwestlichen Winde √ľber dem Atlantik sowie des Golfstroms. Diese Konstellation m√ľsste dann zwangsl√§ufig im Winter h√§ufig Hochdruckr√ľcken zwischen 0 und 20¬įW, gekoppelt mit Kaltluftausbr√ľchen √ľber Mittel - und Osteuropa sowie Niederschl√§gen √ľber dem Mittelmeergebiet und Nordafrika ausl√∂sen (FLOHN, 1985, 138).
Dieses Ph√§nomen ist aufgrund der Rolle der Erdbahnelemente zu erkl√§ren. 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 W√§rmespeicherung und der W√§rmetransporte im Ozean resultierte dann im Sommer eine Verst√§rkung des thermischen Gegensatzes Land - Meer, was wiederum zu einer Verst√§rkung der Monsun - Zirkulation um Nordafrika und S√ľdasien f√ľhrte (FLOHN, 1985, 142).
Dass es diese Erdbahnschwankungen gegeben hat, daf√ľr 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 Zusammenh√§ngen zu erkl√§ren, wobei die Sonneneinstrahlung aber nur eine Triebfedern darstellt.
Diese Einfl√ľsse der Sonneneinstrahlung haben die Tendenz, die Zirkulation entweder zu verst√§rken oder abzuschw√§chen, die jedoch durch einen Selbstverst√§rkungsmechanismus modifiziert werden. Bei eisbedeckten Zonen wirkt das Eis abk√ľhlend auf die Umgebung, da das Eis eine h√∂here Albedo als zum Beispiel bewachsene Fl√§chen besitzt. So wird die Eiskappe von Jahr zu Jahr gr√∂√üer (SCHWARZBACH, 308).
√Ąhnlich m√ľsste es sich auch mit vermehrt vorhandenen Wassermassen verhalten haben, die f√ľr den globalen Wasserhaushalt im gr√∂√üeren Ma√üe Wasserdampf liefern w√ľrden, der dann die Ausbildung von Zyklonen bewirkt.
Allerdings, so sind sich viele Forscher einig, waren die sich verringerten europ√§ischen Eismassen um 10.000 BP daf√ľr verantwortlich, dass sich die ITC im Sommer bis um 15¬įN verschob, sodass vermehrte Niederschl√§ge bis 20¬įN vorkamen. Der nordafrikanische K√ľstensaum hingegen blieb weitgehend trocken, was durch das starke Hoch vor der marokkanischen Atlantikk√ľste bedingt war. Dieses verst√§rkte Niederschlagsaufkommen ist letztendlich ein Produkt der verst√§rkten Zyklogenese, die aus der Wechselwirkung zwischen hochliegenden Tr√∂gen und niederliegenden tropischen St√∂rungen herr√ľhren. Ein weiterer Faktor, der die verst√§rkten Zyklogenesen entscheidend beeinflu√üte, war die h√∂here Temperatur des Atlantischen Ozeans, die wiederum durch ein vermindertes Aufquellen von kalten Tiefseew√§ssern bedingt war (FLOHN/NICHOLSON, 16) Die beiden folgenden Abbildungen geben die ungef√§hre atmosph√§rischen Zirkulationsmechanismen wieder.


ZUSAMMENFASSUNG UND REFERATSVORTRAG
Klimaph√§nomene in der Sahara und deren Gr√ľnde (soweit begr√ľndbar)
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 zugesch√ľtteten Nil hin, dessen Quelle im √§quatorialen Bereich kaum Niederschl√§ge erhielt. (Ein Indiz f√ľr die verringerten √§quatorialen Niederschl√§ge w√§re das Verschwinden der tropischen Regenw√§lder)

18.000 BP: H√∂hepunkt der letzten Eiszeit; Volumenzunahme der nordeurop√§ischen Eisschilde, dadurch Abk√ľhlung des Atlantischen Ozeans, der die Eisschilde mit Feuchtigkeit und somit Niederschl√§gen versorgte, ab 18.000 BP: √úbergang von Eisakkumulation zur Eisabschmelzung;
Austrocknung des Tschad - Sees; Sahara semiarid und k√ľhl; Niederschl√§ge im Mittelmeerbereich; Bildung des ogolischen D√ľneng√ľrtels in der heutigen Sahel - Zone
Gr√ľnde f√ľr diese Aridit√§t: Verringerung der Verdunstung √ľber den Ozeanen auf einer Fl√§che von 40 Mio. km¬® um rund 18%, im √§quatorialen Bereich zwischen 10¬į N und 10¬į S um 70% - da das Wasser in den Eisfl√§chen gebunden war; Ausbreitung des arktischen Treibeises und des polaren Wassers bis 43¬į N [Nordk√ľste Spaniens]; dadurch Verringerung der Hadley - Zirkulation im Nord - Sommer und von Zyklogenesen, dadurch Verminderug der Bereitstellung von Wasserdampf, Ausbleiben des SW - Monsuns √ľber Afrika, also kein Feuchtigkeitstransport vom Ozean zum Festland, somit niederschlagsarme Klimate auf dem Kontinent. Oberfl√§chentemperatur des Atlantischen Ozeans im Bereich des √Ąquators um 4 - 7¬į niedriger als heute (Indischer Ozean 0 - 2¬į k√ľhler), verursacht st√§rkeres und h√§ufigeres Aufquellen von kalten Tiefseew√§ssern, bzw. Abquellen von warmen Str√∂mungen, dadurch Winterregen am n√∂rdlichen Rand der Sahara, bei niedrigeren Temperaturen als heute.
Gr√ľnde f√ľr das Abk√ľhlen des nordatlantischen Oberfl√§chenwassers und die √§quatorw√§rts 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, eisabw√§rts gerichtete Winde noch verst√§rkt wird, √ľber das eisfreie und somit relativ warme Nordamerika gef√ľhrt.
Diese Tiefdruckgebiete werden wiederum durch den starken Temperaturgradienten an der nordamerikanischen Atlantikk√ľste verst√§rkt. Weiter n√∂rdlich wurden dieser Str√∂mung horizontal kalte Luftmassen durch extrem starke, vom Gr√∂nlandeis kommende Winde, durch den Korridor zwischen Gr√∂nlandeis und dem Laurentischen Eis zugef√ľhrt. Dieser Mechanismus bewirkte nun die Abk√ľhlung und die Ausdehnung des Polarfrontrandes, und somit Winterregen in Nordafrika, sowie eine globale Temperaturerniedrigung um 3,5 - 4¬įC. Der Golfstrom erstreckte sich in √∂stlicher Richtung, da das Treibeis bis 43¬įN vorgedrungen war. Diese Ausdehnung des Winterregenbereiches brachte eine S√ľdverschiebung des n√∂rdlichen Savanneng√ľrtels, sowie eine Schrumpfung des Trockeng√ľrtels (= Sahara) mit sich.

16.000 BP: die Winterregen erreichen das Tibesti - Gebirge

14.000 BP: starke Klimaschwankungen in der Sahara; √úbergangsperiode (bis 10.000 BP)
Sequenz von ziemlich abrupten Klima√§nderungen, d.h., von W√§rmeperioden mit zunehmenden Eisr√ľckz√ľgen und K√§lteperioden mit Eisvorst√∂√üen und Vegetationsver√§nderungen in einem G√ľrtel auf 5¬įN von kolumbianischen Anden bis √Ąthiopien; Die Aridit√§t der Eisr√§nder trug zum R√ľckzug des Eises bei (Staubansammlung auf der Eisoberfl√§che, wodurch die Sonnenw√§rme absorbiert wurde)

Seit 13.000 BP: Polw√§rtswandern der Hadley - Zelle, dadurch graduelle Erw√§rmung des Nord - Atlantiks (und zwar dort, wo heute ein Maximum an Aufquellen vorherrscht, d.h., vor der K√ľste Senegals, wo der kalte Kanarenstrom Richtung Atlantik str√∂mt) und langsamer R√ľckzug des kontinentalen Eises. Dadurch verst√§rkte monsunale Intensit√§t in einem gr√∂√üeren Bereich. In NW - Afrika allerdings verst√§rkte Aridit√§t durch die kontinentw√§rts gerichtete Ausdehnung des Azoren - Hochs, das sich parallel zur sich nordw√§rts bewegenden Polarfront polw√§rts bewegt.
Dieses quasi - station√§re Hoch, verbunden mit den Tr√∂gen √ľber dem zentralen und √∂stlichen Mittelmeer, wurde durch die einflie√üende Kaltluft der skandinavischen Gletscherwinde aufrechterhalten.
Diese Ph√§nomene sind verantwortlich f√ľr:
h√§ufigeren Wechselwirkungen zwischen tropischen und subtropischen System, was zu vermehrten Tiefs √ľber der Sahara und einer wahrscheinlichen ganzj√§hrigen Regenzeit, sowie au√üertropischen Niederschl√§gen in k√ľhleren Jahreszeiten f√ľhrte.

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 W√§rmespeicherung und - transport) verst√§rkt wurde. Dies f√ľhrte zu einer Verst√§rkung der Monsun - Zirkulation um N - Afrika und S√ľdasien.
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 (W√ľste Thar; Grenze Pakistan/Indien)
Trockenheißes Savannenklima in der zentralen Sahara; Entstehung des "Mega - Tschadsees"
abrupter Eisr√ľckzug des d√ľnnen subarktischen Treibeises um 9500 BP; steigende Verdunstungsraten √ľber dem eisfrei gewordenen Atlantischen Ozeans, dadurch h√∂here Temperaturen.

um 8000 BP: langsamer, gradueller Eisr√ľckzug der Eisschilde der Nordhemisph√§re, wobei der skandinavische Eisschild verschwindet, der nordamerikanische aber noch 50% seiner urspr√ľnglichen Fl√§che 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¬į n√∂rdlicher 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: √∂stliches Nordamerika (Labrador und Baffin - Insel) durch riesige Resteisfl√§chen bedingt noch k√ľhl, Europa warm. Dieser thermische Gegensatz verst√§rkt die SW - Winde √ľber dem Atlantik und den Golfstrom. Dadurch bildeten sich Hochdruckr√ľcken zwischen 0¬į bis 20¬įW, die Kaltluftausbr√ľche √ľber Mittel - und Osteuropa, sowie Niederschl√§ge, bedingt durch zyklonale Aktivit√§t am Bereich der tropischen Oststr√∂mungen, √ľber dem Mittelmeergebiet und Nordafrika bewirkten.
Im Mittelmeer: h√∂here Wassertemperaturen, die in den k√ľhleren Jahreszeiten eine verst√§rkte Zyklogenese und somit auch vermehrt Niederschl√§ge in den Maghreb - L√§ndern bewirken.
Die tropischen Sommerwinde drangen weit nordw√§rts vor, wobei sich Sommer - und Winterregen √ľberschnitten. Sommerliches Monsunregime f√ľr Niederschl√§ge und f√ľr tropischen Pollentransport in die Sahara aus sehr weit s√ľdlich gelegenen Gegenden verantwortlich. Heute verhindert der Ostjet im Nord - Sommer ein weiter n√∂rdlicheres Vordringen, sowie die Konvektion von monsunalen Luftmassen.
Eine Abschw√§chung des Ostjets durch den Verlust des Druckunterschiedes zwischen dem tibetanischen Hochland und dem Indischen Ozean w√ľrde das Vordringen der monsunalen Luftmassen beg√ľnstigen. Dieser Druckunterschied entsteht heute durch die geringe Albedo (4 - 20%) des tibetanischen Hochlandes und die damit verbundene Aufheizung der Atmosph√§re. Durch eine Eisdecke √ľber Tibet w√ľrden das 3 - 4fache der Globalstrahlung reflektiert werden, was mit einem erheblichen W√§rmeverlust in der Atmosph√§re verbunden w√§re. Das Monsunsystem √ľber S√ľdasien w√ľrde ausfallen, sodass die "Regenbringer" √ľber Afrika √ľber dem Indischen Ozean angefeuchtete und somit niederschlagsbringende Passatwind w√§ren.

5000 - 2800 BP: (um 5000 BP verschwindet der laurentische Eisschild, die Arktis erwärmt sich)
ABER: globale Abk√ľhlungsphase; in der Sahara trockenhei√ües Steppenklima; hohe Seespieglest√§nde 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 wasserf√ľhrenden Flu√üt√§ler wie das Nil - Tal. Dadurch Entstehung der ersten Hochkultur am Nil, dem Alten Reich in √Ągypten um 2630 - 2150 v. Chr.

2800 - 500 BP: sahelisches Klima

500 BP: trockenhei√ües W√ľstenklima

Ergänzung: Monsun
best√§ndig wehender kontinentweiter Wind mit halbj√§hrlichen Richtungswechsel. Die Monsun - Str√∂mung 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 gro√üe Niederschlagsmengen. Der ablandige winterliche Monsun dagegen nur, wenn er auf einer Teilstrecke Meeresgebiet √ľberquert. Die ausl√∂sende Ursache ist das gro√üe Luftdruckgef√§lle zwischen dem Meer und dem inneren Festland, das sich durch die starke sommerliche Erw√§rmung (Monsuntief) und die winterliche Abk√ľhlung (K√§ltehoch) des Kontinents herausbildet.


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