Indizien für paläoklimate in der sahara

1 Archaologische IndizienHierzu gehoren die zahlreichen Felsbilder, die sich in heute ariden bis hyperariden Gebieten befinden. Hinzu kommen noch aus der Alt- und Jungsteinzeit stammendearchaologische Funde an und auf den Hochflachen der Sahara (BUTZER, 1971, 352).

2 Pollenanalytische Indizien

Fur 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, da? die Pollenspektren durch Fernflug und Umlagerung aus alteren Lagerstatten dergestalt verfalscht werden, da? eine Aussage uber die tatsachliche Flora und deren Alter selten moglich ist (BUTZER, 1971, 353).

3 Geologische und bodenkundliche Indizien

Eine Reihe von fluvialen, aolischen und limnischen Ablagerungen und Erosionsformen konnen geomorphologischen Prozessen wahrend des Holozans zugeschrieben werden. Wo sich diese Phanomene von den gegenwartigen Prozessen unterscheiden, sind qualitative palaoklimatische Ruckschlusse mit einem befriedigenden Grad an Zuverlassigkeit moglich (BUTZER, 1971, 353).

Fossile Boden oder Reliktboden, die sich heute nicht mehr bilden, weisen auf eine ehemalige Bodenbildungsintensitat hin, die im Widerspruch zum Klima und zur heutigen Vegetation steht. Wenn solche Palaoboden mit rezenten Boden 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 Wasser, kommt es in den Niederschlagen (und damit auch im Grundwasser) vom Meer in Richtung der Kontinente zu dem Phanomen, da? Wasser kontinentwarts an schweren Molekulen verarmen. Diesen Massenunterschied kann man messen und daraus das Alter der Niederschlage ableiten (HOLTING, 155).

2.1. Archaologische Indizien

2.1.1. Felsbilder

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

Diese Darstellungen geben zwar einen Ein- und Überblick uber die neolithische Fauna und deren geographische Verbreitung. Allerdings ist beim Ruckschlu? auf die neolithische Umwelt ein chronologischer Widerspruch vorhanden, denn die Darstellungen wurden im Verlauf von mehreren Jahrtausenden gezeichnet, soda? es durchaus sein kann, da? bestimmte Tierarten nur in bestimmten Zeiten und unter bestimmten Umweltbedingungen vorgekommen sind. Durch einen Vergleich der heutigen Ausbreitungen derselben Tiergattungen in ihren okologischen Grenzen ist dies in einem gewissen Rahmen moglich. Die Trockengrenze, die das Grenzvorkommen eines geschlossenen Bestandes an Tierarten darstellt, ist anhand der Niederschlagskarte von DUBIEF, 1953, nachzuvollziehen. Das prahistorische 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 erwahnt, die heute zwischen 50mm und 150mm Jahresniederschlag erhalten.

Das Vorkommen der Elefanten, die heute in geschlossenen Verbanden in Gegenden mit rund 250 mm Jahresniederschlag vorkommen, wurde aus Gegenden mit heute 100-150mm Niederschlag uberliefert. Ebenso ist das rezente Vorkommen des Flu?pferdes an permanente Wasserflachen oder Tumpel gebunden, soda? 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 konnte leicht dazu geneigt sein, Ruckschlusse auf das Palaoklima zu ziehen. Allerdings liegen zwischen den einzelnen Fundorten wie Tibesti, Hoggar und Fezzan beispielsweise hunderte von Kilometern, soda? man zwar an den Fundstellen der Felsbilder ungefahre Vorstellungen uber das zur Herstellungszeit herrschende Klima bekommen konnte. Aufgrund der gro?en Intensitat der physikalischen Verwitterung sind Darstellungen auf weniger resistenten Felsen nicht mehr vorhanden, soda? das so gewonnene Bild eher unvollstandig bleibt.

Um aber eine ungefahre chronologische Einordnung zu geben, seien hier Butzers Ergebnisse aus dem Jahre 1958 aufgefuhrt, 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 Jager um 6500 – 5600 BP. fertigten uberwiegend naturalistische, dunkel patinierte Einzeldarstellungen in Gro?en von 0,50 – 3m an, die allesamt tief und sorgfaltig eingeschliffen wurden. Dargestellt wurde Gro?wild wie zum Beispiel Flu?pferde, Krokodile, Rhinozerosse und Elefanten, Giraffen, sowie Strau?e und Antilopen.

– Die nomadischen jungsteinzeitlichen Viehzuchter und Jager ab ca. 6000 BP. verlegten sich auf Gruppendarstellungen in Form von Gravierungen und Malereien, die weniger naturalistisch, aber heller patiniert und von kleinerem Ausma? waren. Die Abbildungen bestehen zumeist aus Rinderherden und Jagdwild, wobei eine allmahliche, wohl anthropogen bedingte, Zuruckdrangung der anspruchsvolleren Arten wie Hippopotamus, Rhinozeros und Elefant festzustellen ist. Die drei zuletzt genannten Arten verschwinden in der ostlichen 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, eingehammerte und mit punktformigen Umrissen gestaltete Malereien und Gravierungen dar, wobei Pferde, Giraffen, Strau?e und Antilopen abgebildet worden sind.

– Die seit Beginn der Zeitrechnung eingewanderten Kamelnomaden haben primitive, schematische und kaum patinierte Darstellungen hinterlassen, auf denen Kamele, Strau?e und Mahnenschafe abgebildet wurden (BUTZER, 1958, 43f).

Wie man aus obigen Ausfuhrungen entnehmen kann, sind die Felsbilder in der Sahara nur ein Indiz fur ein Klima, das im Gegensatz zu heute, hohere und anspruchsvollere Saugetierarten zulie?. Es mu? weiter untersucht werden, mit welchen Hilfsmitteln das offensichtlich gunstigere prahistorische Klima in der Sahara rekonstruiert werden kann.

2.2.Pollenanalytische Indizien

Um Ruckschlusse auf das prahistorische Klima zu erhalten, versuchten Forscher, die prahistorische Vegetation anhand von Pollenfunden in Flu?- und Seeterrassen und deren Analysen zu datieren und zu charakterisieren. Um einen Vergleich zur rezenten Vegetation zu erhalten, soll dazu eine kurze Einfuhrung gegeben werden.

2.2.1. Rezente Vegetation der Sahara

Die Vegetation der Sahara ist durch eine relative unregelma?ige raumliche Verbreitung charakterisiert. So zeichnet sich die Nordsahara durch eine diffuse Vegetation aus, d.h., eine sehr locker bewachsene Wustensteppe, wahrend sich in der Zentralsahara die Vegetation fast ausschlie?lich auf die Wadilaufe konzentriert. Aber auch in den begunstigten Gebieten ist die Vegetation nur eine Folge lokaler Niederschlage, wobei hier wahrend Trockenperioden nur vereinzelte und verkummerte Arten zu finden sind. Generell ist festzustellen, da? die geringe Anzahl von Pflanzenarten durch die extreme Ariditat des Klimas und das Fehlen von entwickelten Boden bedingt wird (QUÉZEL,1971, 436f).

Die feuchteren, uberwiegend gebirgigeren Regionen der nordafrikanischen und vorderasiatischen Mittelmeerkuste sind durch die Hartlaubvegetation des Winterregengebiets gekennzeichnet. Der sich sudlich daran anschlie?ende Steppengurtel ist im wesentlichen baumfrei und wird von Halbstrauchern wie Artemisia und von Steppengrasern wie Stipa-, Poa-, Halfa- und Espartogras eingenommen. Die vorwiegend im Winter fallenden Niederschlage betragen hier 200-400 mm, woraus sich noch eine gleichma?ig verteilte Strauch- und Graserbedeckung bilden kann. Gegenden mit 25% Bodenbedeckung durch Pflanzenbewuchs rechnet man noch zur Halbwuste (MENSCHING, 1972, 38).

Der Übergang zu den nordlichen Savannen wird von Akazien oder von Tamarisken gebildet (SCHULZ, 1987, 439), wobei diese „diffuse“ Vegetation der Savanne dann allmahlich in eine „kontrahierte“ Vegetation ubergeht, d.h., eine auf wenige, durch Klima, Exposition und Boden bevorzugte Ansiedlung in einer vegetationslosen Umgebung (WALTHER, 437), worunter Senken, Abflu?mulden und Trockentalern fallen.

Die palaotropische Flora der sudlichen 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 Hochlander und Gebirge beinhalten viele Gemeinsamkeiten der nordlichen und sudlichen Sahara. Mediterrane Elemente sind in Hohen um 1000-2000 m dominant, gleichzeitig sind sie aber durchsetzt mit tropischen Arten und Vertretern der prahistorischen panafrikanischen Randflora (LE HOUÉROU, 13).

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

2.2.2. Interpretationsprobleme bei den Pollenanalysen

Eine direkte Übertragung der aktuellen Pollenspektren auf holozane Sedimente ist jedoch nicht immer ohne weiteres moglich, da die Frage einer selektiven Verwitterung der Pollenkorner nicht geklart ist. Die Erfahrungen aus dem aktuellen Pollenniederschlag zeigen , da? der Anteil an Fernflugkomponenten sehr gro? ist. So mussen die wenigen Pollenkorner der temperierten und mediterranen Florenelemente durch Ferneinflu? erklart werden, da sich vor allem in Gebirgsbereichen eine Anreicherung von weit verfrachteten Pollen einstellt (SCHULZ, 1980, 154).

Was sehr wichtig fur die weitere Betrachtung ist, da? sich die jeweiligen Witterungsbedingungen im jeweiligen Pollenniederschlag widerspiegeln (SCHULZ, 1980, 166), soda? man aus gefundenen Pollen erstens Ruckschlusse auf die Arten und zweitens deren umgebendes Klima tatigen kann. Dies trifft aber nur dann zu, wenn die Pollen nicht durch eine spatere Umlagerung und weiteren Transport in Sedimenten auftreten, die nicht die geookologische Situation der Pollen reprasentieren. Somit sind Ruckschlusse auf die prahistorische Flora nur moglich, 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?flachen der Gebirge. Auf den Bergen wuchsen Koniferen wie die Pinie und die Zeder. Man kann allerdings nur sagen, da? sich diese mediterrane Flora in den alluvialen Terrassen gehalten hat (QUÉZEL,1963, 244).

Diese Ergebnisse sind jedoch mit einiger Vorsicht zu genie?en, da namlich die unterschiedliche hohe Pollenproduktion verschiedener Arten sowie die sehr unterschiedliche Haltbarkeit der Pollen zu lokaler Unter- bzw. Überreprasentation bestimmter Arten in den Pollenspektren eines Fundorts fuhrt (LITTMANN, 1988, 36).

Eine weitere Verfalschung der Pollenspektren kann au?erdem dann auftreten, wenn der Wustenboden durchfeuchtet ist, soda? von weit vom Pollenfundort entfernt liegenden Waldern Pollen verfrachtet werden und der Blutenstaub vom feuchten Boden festgehalten wird. Hierbei werden die Pollen vor spaterer Umlagerung und Zerstorung weitgehend bewahrt. Auf einem ausgetrockneten Boden bleibt der herangewehte Blutenstaub hingegen nicht lange liegen und er wird schnell zerstort (FRENZEL, 191).

2.2.3. Ergebnisse der Pollenanalysen

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

Fur die Zeit um 10.000 BP fand QUÉZEL Steppenvegetation und eine womoglich nur diffuse mediterrane Vegetation in der Zentralen Sahara heraus, die auf ein arides Steppenklima schlie?en la?t.

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

Fur die Zeit von 5.000 bis 2.800 BP herrschte ein BSh-Klima, in dem Aleppokiefern, Olivenbaume und Zypressen in den Niederungen, sowie in den Hochlagen Zedern, Nu?baume 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? QUÉZEL eine Klimaanderung vom mediterranen zum sahelischen Klima. Seit 500 BP la?t sich eine fortschreitende und schnelle Desertifikation in der Zentralen Sahara feststellen, was auf ein trockenhei?es Wustenklima schlie?en la?t. (QUÉZEL,1962, 247)

BUTZER veroffentlichte 1971 seine Ergebnisse fur die Vegetation und das entsprechende Klima in verschiedenen Regionen innerhalb der Sahara. Er beschrankt sich starker als QUÉZEL auf qualitative Aussagen zum Klima. Fur die Téneré, Ägypten und Äthopien, und unter Umstanden auch fur den Fezzan, formulierte BUTZER fur die Zeit um 8.000 bis 5.500 v.Chr ein im Vergleich zu heute feuchteres Klima. Fur die weiteren Zeiten kommt er auf ahnliche Ergebnisse wie QUÉZEL, seine Ergebnisse sind aber im Vergleich zu QUÉZEL insgesamt vorsichtiger.

Einen anderen Weg gingen LAUER und FRANKENBERG, die ohne Pollenanalysen die Vegetation, deren jeweilige Bereiche in der Sahara als auch die jahrlichen Niederschlagsmengen fur 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 nordlichen und sudlichen Florengrenze der Sahara, sowie deren determinierenden jahrlichen Mindestniederschlag, Pflanzen- und Niederschlagsgrenzen fur die Zeit zwischen 5.500 bis 18.000 BP. Die Grenze fur den nordlichen und sudlichen Pflanzenbewuchs korreliert dabei mit der 100 mm Isohyete und die Grenze zwischen der holoarktischen und der palaoarktischen Flora lehnt sich an der 24,5°C-Isotherme fur das langjahrige Mittel an. Dann wurde die absolute Anzahl der Pflanzenarten in Gittern mit 80 km Seitenlange 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 fur 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 nordlichen Sahara um 40% , in der sudlichen Sahara um 10% unter den heutigen Werten lagen. Diese Ergebnisse lassen fur die Zeit um 5.500 BP schlie?en, da? die Grenze der tropische Vegetation um rund 20-30° nordlicher als heute lag.

Die Grenze der holoarktischen und palaotropischen Flora verlief am Sudrand des Atlas, nordlich des Plateaus von Tademaït und sudlich des heutigen Grand Erg Oriental. In der Zeit um 18.000 BP lagen oben aufgefuhrte Grenzen um rund 10° sudlicher (LAUER/FRANKENBERG, 1979b, 307-310).

SCHULZ erhielt bei pollenanalytischen Untersuchungen im Jahre 1987 auf nahezu gleiche Ergebnisse; die nordliche Savannengrenze verschob sich im Mittleren Holozan, also wahrend der Zeit um 8000-6000 BP, auf 20-22°N, was auf sommerliches Monsunregen-Regime schlie?en lassen konnte. Dieser Sachverhalt wird durch Pollenfunde in den Pollenspektren ersichtlich, die durch Transporte uber gro?e Distanzen aus sudlichen Richtungen in zentralsaharische Gegenden wie Mali und Niger verfrachtet wurden. Atlantische Zyklonen uben zwar heute auch einen Einflu? auf die Pollenverfrachtung aus, doch dieser ist im Vergleich zum holozanen Einflu? zu gering. Somit kann man die jahrliche Niederschlagsmenge im Mittleren Holozan fur Mali und Niger mit 200 – 300 mm veranschlagen (SCHULZ, 1987, 442).

2.3.Geologische Indizien

In den bisherigen Ausfuhrungen sind vor allem biotische Indikatoren fur sowohl feuchtere als auch aridere Klimate als heute in der Sahara aufgefuhrt worden. Jedoch sind diese Indikatoren, wie zum Beispiel Pollen, in abiotischen Faktoren wie fluvialen, limnischen und aolischen Ablagerungen erhalten geblieben. Ja sogar die Felsbilder blieben auf abiotischen Faktoren erhalten, soda? in diesem Abschnitt die geologischen Indizien fur 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 aolischen Formen schafft das rezente Klima.

2.3.1. Zonierung der Reliefformen

HOVERMANN veroffentlichte 1967 eine Arbeit uber die Hangformen und die Hangentwicklung zwischen Syrte und Tschad, in der er von den angetroffenen Formen ausging, die sich in Formungsregionen mit eigentumlichen Formungsstil gruppieren lassen. Diese Gruppierung zeigt einerseits eine vertikale Stufung, anderseits eine Zonalitat.

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

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 Flachmuldentalern oder Spulmulden bestehende Rumpfflachen tieferlegen.

4. Ein aerodynamisches Relief mit reinen aolischen Formen.

5. Ein schuttreiches Hohenrelief mit Schottersohlen in den Talern, das in den hochsten Erhebungen durch periglaziale Vorgange gesteuert wird (HAGEDORN, 1979, 51).

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

An der Mediterraneis herrschen Taler vor, die von Schragflachen abgelost werden (Pedimente). Geht man weiter nach Suden, heben sich diese Flachen von den tiefsten Gebieten, die jetzt aus Dunen oder Sandflachen bzw. aolischen Abtragungsformen bestehen, ab.

Weiter sudlich haben diese Pedimente fossilen Charakter und werden fluviatil und aolisch weitergebildet, wahrend sich in der Vertikalen ein Stockwerk intensiver Tiefenerosion anschlie?t. Dieses Gebiet wird gemeinhin als die Region der Wustenschluchten bezeichnet.

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

Am sudlichen Rand der Sahara geht dann diese Zone in die rezente Inselberg-Rumpfflachenlandschaft uber. (HAGEDORN, 51)

Eine Betonung auf die unterschiedlichen landschaftlichen Gegebenheiten, die bei gleicher Niederschlagsmenge (hier als Beispiel 50mm/Jahr) unterschiedliche morphologische Phanomene zeigen, zeigt die folgende Abbildung (ROGNON, 46). Einem Sandboden stunden dann 40mm Wasser zur Verfugung, einem Lehm- oder Felsboden nur 5mm, wobei der Gro?teil verdunstet. Flie?t auf einem Inselberg der gesamte Niederschlag ab, und versickert dabei im Fu?flachenbereich, so bildet sich dort ein Aquifer.

Auf einem Serir versickert nahezu nichts, da es sofort verdunstet. Werden landwirtschaftliche Nutzflachen drainiert, so bildet sich in tiefergelegenen Senken Sepkhas, wahrend sich bei nicht-drainierten Flachen die Abflu?linien nachzeichnen. Versickern die gesamten Niederschlage und besteht noch die Moglichkeit, da? die Niederschlage durch Klufte abflie?en konnen, so bilden sich Seen oder Schichtquellen wie in den Tassli der Adjer. Ganz im Gegensatz zum Plateau von Tademaït, wo, bedingt durch die landschaftlichen Gegebenheiten wie Serir-Flachen, die gesamten Niederschlage 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 fur die Abtragung sehr unterschiedliche Voraussetzungen schuf. (SKOWRONEK, 156) Somit konnen dann an Landschaftsformen, sowie an etwaigen Oberflachenrelikten wie Boden, Zeugen von Palaoklimaten nachvollzogen werden. Dieser Sachverhalt wird in den Abbildungen 4-7 (ROGNON, 50) verdeutlicht. Tab. 1 (LITTMANN, 1988, 65) gibt einen Überblick uber die verschiedenen Landformen zu bestimmten Zeiten.

2.3.2. Fossile Formen und ihre palaoklimatischen Aussagewerte

2.3.2.1. Äolische Ablagerungen

Eine Untersuchung, die aolischen Ablagerungen betreffend, uber die moglichen Palaowindrichtungen hat als Ausgangs- und Anla?punkt, die Beobachtung von Barchanabdrucken auf der Oberflache lakustriner Sedimente des ehemaligen Tschadsees, rund 200 km sudlich des Emi-Koussi gelegen. (Vgl. Photo Nr.1) Diese Abdrucke liegen im Vergleich zu heute um 180° gedreht, also in inverser Richtung, zu den heutigen Barchanen (HAGEDORN; 1990, 235).

Diese Entdeckung la?t auf folgenden Sachverhalt schlie?en: zur Bildungszeit der Barchanabdrucken mu? ein Klima geherrscht haben, da? durch einen starkeren und langeren sommerlichen SW-Monsun und einen stark abgeschwachten winterlichen NE-Passat charakterisiert war. Fur die Bildung dieser inversen Barchanfelder waren im Vergleich zu heute um ein Vielfaches hohere und andauerndere Windgeschwindigkeiten notig, die zudem noch eine gro?e sudwestliche 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 nordlichere Lage der ITC im N-Sommer als heute.

Damit ist gleichzeitig ein gro?er Energie- und Wasserdampftransport in die zentrale Sahara mit einer entsprechenden Instabilitat der Atmosphare im Gebiet der heutigen Hochdruckzellen verbunden (HAGEDORN; 1990, 244f).

Im Ansatz ahnliche Ergebnisse erhielt SARNTHEIN, der 1979 in Tiefseebohrungkernen vor der Kuste Westafrikas sowohl aolisches (durch den Harmattan) als auch fluviatil verfrachtetes Material (durch den Senegal-Flu?) vorfand und damit sowohl auf die Abflu?verhaltnisse als auch auf die klimatischen Verhaltnisse ruckschlie?en konnte. An dieser Stelle sollen nur die aolisch verfrachteten Materialien besprochen werden.

Die Staubfracht der Harmattan-Winde (sehr trockene, hei?e und staubreiche NE-Winde des Passatregimes, die aus der Sahara auf die atlantische Kuste zuwehen.) kam wahrend des letzten Klima-Optimums nicht vollig zum Erliegen, sondern sie war deutlich grobkornarmer. Wesentlich ist es, da? das Ausbruchszentrum des Harmattanstaubs konstant bei 18° bis 20°N lag.

Dieser Windgurtel war also im Verhaltnis zur letzten Eiszeit nicht erkennbar nach Norden verschoben. Allerdings wurde damals um 6000 BP die Passatwinde von Veranderungen erfa?t, da kaum noch ungefarbter Passatstaub in den Bohrkernen enthalten war. Hinzu kommt noch, da? Auftriebsphanomene des ozeanischen Wassers, die kalte Wasser aus gro?en Tiefen an die Wasseroberflache transportieren nahezu fehlen, so da? in diesem Zeitabschnitt warmeliebende Molluskenarten einwanderten. Und diese wiederum konnten mit Hilfe der 14C-Methode datiert werden.

Aus diesen Indizien kann man schlie?en, da? sich die Windgurtel der Sahara – im Gegensatz zur atmospharischen Zirkulation in den polaren und gema?igten Breiten- beim Wechsel zwischen Kalt- und Warmzeiten nicht erkennbar pol- oder aquatorwarts verschoben haben. Genauso sollten auch die gro?en Trockengurtel der Subtropen nicht eine Nord-Sud-Verschiebung, sondern abwechselnd Phasen der Spreizung und Schrumpfung mitgemacht haben. Fur die zwischengeschalteten Trockenzeiten sind vor allem ablandige Windrichtungen verantwortlich, die mit dem verstarkten ozeanischen Auftrieb am Äquator in einem kausalen Zusammenhang stehen.

Dadurch gelangte kuhleres Wasser an die Meeresoberflache und verringerte dort die Verdunstung; verminderte Wasserdampfbildung verringert wiederum die Bildung von tropischen Zyklonen, die fur den Feuchtigkeitstransport vom Ozean zum Kontinent verantwortlich sind. Diese Vorgange wurden durch die Vergro?erung der Landmassen infolge der Meeresspiegelabsenkung noch verstarkt (SARNTHEIM, 64).

Weitaus hypothetischeren Charakter hatte die Diskussion uber den palaoklimatischen Aussagewert von sogenannten „fixierten“ oder „fossilen“ Dunen am sudlichen Rand der Sahara, die sich vom Senegal bis in den Sudan erstrecken. Stellvertretend fur die zwar zahlreiche, aber auch sehr widerspruchliche Literatur soll an dieser Stelle ein Aufsatz von MENSCHING soweit vorgestellt werden, wie er ohne Widerspruche bleibt. Wichtiger bleibt zum Schlu?, ein Resumee zu ziehen, inwieweit die sogenannten „fixierten“ Dunen als palaoklimatischer Indikator dienen konnen.

Der nordliche Rand der Altdunen fallt, generalisiert man lokale Abweichungen, mit der heutigen 150 mm Isohyete am sudlichen Rand der Sahara zusammen, wodurch auf vielen, durch Vegetation fixierten, Altdunen seitens der Bevolkerung Hirseanbau betrieben wird. Wird aber diese Vegetationsdecke zerstort, so tragt die fehlende Vegetation zu einer Mobilisierung der Sandflachen bei (MENSCHING, 1979, 72). Hier ist es, da? menschliche Eingriffe eine weitreichende Veranderung von lokalen Dunenkomplexen hervorrufen konnen. Aber auch in Phasen verstarkter Ariditat konnen gro?ere Teile von Dunenkomplexen mobilisiert werden, da dann namlich die fixierende Pflanzenbedeckung auf den Dunenkammen fehlt (MENSCHING, 1979, 76).

MICHEL (1973) fand im heute uberfluteten Bereich vor der Senegalkuste Dunensande, 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?en Sandmassen erklaren wurde. Die Ausrichtung der alten Dunen spricht fur vorherrschende Winde aus nordostlichen Windrichtungen, die aus den fluvialen Sandablagerungen den alten Erg geformt haben (MENSCHING, 1979, 75).

Generell ist es vielen Forschern noch nicht gelungen, den sahelischen Altdunengurtel 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 Altdunen dar.

Durch die hohe morphologische Mobilitat bei schon geringen Klimaanderungen werden regionale Unterschiede hervortreten und somit ist eine sichere zeitliche Einordnung in palaoaride Phasen der Sahara nahezu unmoglich. Als eindeutiger palaoklimatischer Indikator dienen Dunen daher nur bedingt (MENSCHING, 1979, 76).

2.3.2.2. Limnische Ablagerungen

Der Tschadsee ist ein seit langem diskutierter Indikator der palaoklimatischen Entwicklung in der Sudsahara. Zahlreiche Veroffentlichung zeugen zwar von einer gewissen Wichtigkeit, die zahlreichen Widerspruche in der Literatur lassen aber keine klaren Aussagen zu. Die folgenden Ausfuhrungen beschranken sich auf LITTMANN, 1988, da dort altere neueren Forschungsergebnissen gegenubergestellt werden.

Eine der ersten Transgressionen um 38.000 bis 36.000 BP au?erte sich nur durch Flachseebereiche – die heute noch zum Teil im Tschadsee vorherrschen- innerhalb der umliegenden Dunen. Fur die Zeit um 24.000 bis 22.000 BP kann die erste gro?ere Transgression nachvollzogen werden, die aber noch von einer ausgepragten Austrocknungsphase von 20.000 bis 12.000 BP abgelost wurde. Bei jeder Transgression von uber 4 m mu?te bei einem rezenten Seespiegel von 280 m NN ein Überflie?en in die NE-gelegene Bodelé-Region erfolgen, soda? sich wahrend des fruhen Holozans um 10.000 BP ein „Mega-Tschadsee“ mit einer Flache von rund 360.000 km¨ (rezente Flache 10-20.000 km¨, vergleichbar mit der Gro?e des Kaspischen Meers) bildete, der dabei damals vorhandene Altdunen uberflutete. Ab etwa 12.000 BP folgten in der Nigéro-Tschadien-Formation mehrere deutliche Transgression aufeinander, die jeweils in Erwarmungsphasen fallen, zwischen 12.000 und 10.000 BP in das Bolling und Allerod, 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 Abkuhlungsphasen.

Am Sudufer 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 Dunenbildung vorherrschte (LITTMANN, 1988, 67). Man sieht, da? in einem relativ kleinen Bereich starke regionale klimatische Unterschiede herrschten, die sich an unterschiedlichen Indizien feststellen lassen. Einen Überblick liefert die Abb. uber die Seespiegelschwankungen.

2.3.2.3. Fluviatile Ablagerungen

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

Daruber hinaus konnen sich im Langsprofil eines Flusses die Sedimentationsbedingungen geandert haben, da das Einschneiden auch ohne Klimawechsel nur durch einen hoheren Gradient des Langsprofils der vorherherigen Akkumulation initiiert werden (LITTMANN, 1988, 32). Somit waren Terrassen nichts weiter als eine punktuelle Unterbrechung der ariden Formung, ohne da? gleich eine Klimaschwankung angenommen werden mu?te (MENSCHING, 1979, 75).

Diese Erkenntnis machte FAIRBRIDGE, als er die Nilterrassen untersuchte. Die hohen Wasserstande des Nils, die er zwischen 25.000 – 10.000 BP erreichte, entsprechen keinen schweren Regenfallen, sondern diese hohen Terrassen zeugen davon, da? das Tal mit Schlamm und Sand zugeschuttet war. Dies ist ein Zeichen von niedrigen Wasserstanden, die aus zuruckgegangenen aquatorialen Niederschlagen resultieren, wahrend zur gleichen Zeit im Mittelmeergebiet verstarkt Niederschlage auftraten. Das hie?e, da? wahrend kalter Epochen universell starkere Niederschlage auftraten ist demnach nicht haltbar. Und zwar deswegen, da die Verdunstung aus den Meeren in den kalten Epochen, aufgrund fehlender Wassermassen, geringer war. Ware dies nicht so, hatte der Nil im Zeitraum von 25.000 – 10.000 BP mehr Wasser fuhren mussen. Die Indizien lassen den Schlu? zu, da? der Nil wahrend dieser Zeit nahezu ausgetrocknet war (FAIRBRIDGE, 184f).

2.3.3. Palaopedologische Indizien

Die bodenbildenden Prozesse innerhalb der Sahara werden durch die Niederschlagsarmut, deren Unregelma?igkeit und dem fast volligen Fehlen von Wasserzufuhr bestimmt, was eine Ausbildung einer dichteren Pflanzendecke verhindert. Hinzu kommt noch das Überwiegen der physikalischen gegenuber der chemischen Verwitterung, wodurch, bedingt durch den permanenten Wind, gro?e Mengen an Feinmaterial weggeweht werden und letztendlich nur noch grobe Steindecken an der Oberflache zuruckbleiben (GANSSEN, 72f).

In Abhangigkeit des Reliefs laufen auch in ariden Gebieten unterschiedliche Bodenbildungsprozesse ab, die sich in Form einer Catena (Abb.9) widerspiegeln. Eine Übersicht (Tab.2,3,4) uber die rezenten Boden der Trockenzonen soll zum Vergleich mit den gefundenen Palaoboden genugen.

2.3.3.1. Interpretationsprobleme von Palaoboden

Die fur die zentrale Sahara nachgewiesenen Bodenbildungen durfen nicht auf den Gesamtraum ubertragen werden. Die Befundsituation und die stratigraphische Stellung der Boden – zumeist in Terrassen und unter Serirdecken- zeigen vielmehr, da? gebietsweise eine Pedogenese stattfand, wahrend in der Nachbarregion gleichzeitig sowohl Abtragung bzw. Akkumulation als auch wegen zu gro?er Trockenheit weder eine Pedogenese noch eine Morphodynamik stattgefunden hat. (SKOWRONEK, 156)

Die meisten und am starksten gegliederten Palaoboden wurden im Atakor-Massiv des Hoggars nachgewiesen, was aber gleichzeitig mit einen entscheidenden Nachteil belastet ist; der Atakor ist mit seinen 3000 m Hohe eine Klimainsel in einer extrem ariden Umgebung, die um 4 mal hohere Jahresniederschlage als die Umgebung erhalt. Und was fur die Gegenwart gilt, kann auch auf die Vergangenheit ubertragen werden. Auch aus diesem Grund konnen palaopedologische Erkenntnisse nicht ohne weiteres auf palaoklimatische Geschehnisse in der gesamten Sahara ubertragen werden (SKOWRONEK, 153).

2.3.3.2. Palaoklimatische Aussagewerte von Palaoboden

KUBIENA (1955) beschrieb im Gebiet des Hoggar reliktische Braunlehme auf Basalt sowie fossile und reliktische Rotlehme. Untersuchungen dieser Boden ergaben zum Teil hohe Anteile an Kaolinit, so da? zur Entstehung dieser Boden ein tropisches Feuchtklima mit ausgepragten Trockenzeiten angenommen wird. Das Alter dieser Verwitterungsprodukte wird in das Tertiar bis Altpleistozan gestellt. Anderseits lassen die jungeren 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 Akkumulationskorper, wobei der alteste- die Oberterrasse- au?erhalb des 14C-datierbaren Bereichs liegt, und somit vernachlassigt 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 Holzern enthalten. An der Basis der Mittelterrasse am Atakor in 1000 bis 1500 m u NN lassen Froststrukturen auf kuhlere Bedingungen innerhalb des Jungwurms schlie?en. Die Montmorillonite und die mengenma?ig variierenden Illite leiten sich aus Palaoboden ab, die als typische mediterrane Braunlehme angesprochen werden konnen. 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 langere Persistenz der Bodendecke hin.

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

FAZIT: Die erhaltenen Palaoboden sind nur auf einigen eng begrenzten Lokalitaten erhalten und haben dadurch einen eingeschrankten Aussagewert. Das Hauptproblem liegt hierbei, da?, falls eine Pedogenese stattgefunden hat, Palaoboden, die nicht durch Akkumulation jeglicher Art vor Abtragung geschutzt wurden, im Laufe der jungeren Erdgeschichte abgetragen worden sind.

2.4. Isotopenhydrologische Indizien

Einfuhrung

Naturliches Wasser enthalt neben Wasserstoff der (relativen Atom-) Masse 1 (1H)14 und dem Sauerstoff der Masse 16 (16O) auch in kleinen Mengen die stabilen Isotope des Wasserstoffs 2H (Deuterium) und des Sauerstoffs 17O, 18O sowie das radioaktive Isotop des Wasserstoffs 3H (Tritium). [Weitere Isotope des Sauerstoffs sind wegen ihrer Instabilitat zu vernachlassigen]. Somit ist das Wasser ein Isotopengemisch. Wasser mit hoheren Anteilen an Deuterium und Tritium werden als „schweres Wasser“ bezeichnet, die sich physikalisch durch einen hoheren Siedepunkt, eine gro?ere Dichte, eine hohere Molekulmasse und einen hoheren Schmelzpunkt von „reinen“ Wasser unterscheiden.

Infolge der unterschiedlichen physikalischen Eigenschaften leichter und schwerer Wasser kommt es in den Niederschlagen (und damit auch im Grundwasser) vom Meer in Richtung der Kontinente zu Isotopenfraktionierungen. Und zwar dergestalt, da? die Wasser kontinentalwarts „leichter“, also armer an schweren Molekulen werden. Ursache dafur ist in erster Linie die Verdunstung, da der Dampfdruck des „schweren“ Wassers etwas geringer als der des „leichten“ ist. „Schweres“ Wasser verdunstet daher weniger, wahrend das „leichte“ Wasser kontinentalwarts in den Luftmassen und damit den Niederschlagen angereichert wird (HOLTING, 155f). Dieser zuerst fur Europa entdeckte Kontinentaleffekt wurde um 1976 auch fur die Sahara nachgewiesen, soda? mit Hilfe der Grundwasser Altersdatierungen fur prahistorische Niederschlage durchgefuhrt werden konnten (SONNTAG et alii.,1978, 418).

Fur die isotopenhydrologische Altersbestimmung ist allerdings das Deuterium und das nicht radioaktive Sauerstoffisotop 18O von Wichtigkeit, dessen Verhaltnis zum haufigeren und leichteren 16O rund 2_10-3 betragt. Die Anwendung dieses Verhaltnisses (_18O) zur Altersdatierung beruht darauf, da? mit wachsender Verdunstung eine vermehrte Anreicherung von 18O im Vergleich zum Deuterium auftritt. Der Kontinentaleffekt fuhrt zu einer kontinentalwarts gerichteten Verringerung des 18O-Isotops. Da bei der Kondensation die schwereren Isotope eher als die leichteren kondensieren, wird mit zunehmender Niederschlagsmenge der Anteil an den 18O- und Deuteriumisotopen vermindert (HOLTING, 159).

Schlie?lich besteht eine Temperaturabhangigkeit bei der Isotopenfraktionierung in der Weise, da? mit steigender barometrischer Hohe, und der parallel dazu abnehmender Kondensationstemperatur, eine Anteilsverminderung der schweren Isotopen in den Niederschlagen erfolgt. Die Temperaturabhangigkeit fuhrt auch zu jahreszeitlich unterschiedlichen Isotopengehalten (HOLTING, 159).

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

2.4.1. Ergebnisse der isotopenhydrologischen Altersdatierung

Die auf rund 60 Mio. m3 geschatzten Grundwasservorrate der Sahara lassen den Schlu? zu, da? die Sahara schon feuchtere Zeiten als heute erlebt hat. Die Grundwasser 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 betragt. Anhand von isotopenhydrologischen Untersuchungen konnte nachgewiesen werden, da? sich die innersaharischen Grundwasservorrate kaum erneuern und da? es keine weitraumigen Grundwasserbewegungen von der Peripherie ins Saharainnere gibt. Abb.11 zeigt, wie das Altersspektrum der 14C-datierten Wassern mit den Vorstellungen uber die Klimaabfolge im Pleistozan und im Holozan korreliert (SONNTAG et alii, 415-417):

40.000 – 20.000 BP: Vor dem Hohepunkt der letzten Eiszeit, in der

Nordsahara uberwiegend Winterregen aus der Westdrift, variierende Temperatur.

20.000 – 14.000 BP: Hohepunkt der letzten Eiszeit (ca. 18.000 BP)Sahara semiarid, kuhl

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

10.000 -4.000 BP: Warme postglaziale Periode mit ausreichendenNiederschlagen 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 Wasser widerspiegelt

Wie in der Einleitung schon kurz erwahnt, tritt auch bei den Grundwassern der Sahara der sogenannte Isotopeneffekt auf, d.h., da? die schweren Massermolekule gegenuber den leichten bevorzugt in der flussigen Phase verbleiben. Daher verarmen kontinenteinwarts 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, da? das nordafrikanische Klimageschehen wahrend der Pluviale von der Westdrift bestimmt wurde, die dabei regenbringende atlantische Luftmassen weit ins Saharainnere getrieben hat (SONNTAG, 418-419).

Zusammenfassung

Jeder der oben aufgefuhrten palaoklimatischen Indikatoren la?t zwar Ruckschlusse zu, doch bleiben diese meist auf regionale Bereiche beschrankt. 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, da? durch nachtragliche Einflusse wie zum Beispiel Infiltration von Huminsauren oder Intruision von Wurzeln in ihrem Aussagewert nicht gemindert wird. (GEYH, 83)

Abb.12: Generalisierter Überblick uber die Okovarianzzeiten in den nordafrikanischen Gro?raumen (Quelle: LITTMANN,1988, 70)

Tab.5: Chronologische Übersicht der Okovarianz in der Sahara

Jahre BP Klimaschwankungen Sudsahara Klimaschwankungen Zentralsahara Klimaschwankungen Nordsahara Menschliche Tatigkeiten und Industrien Prahistorische Kulturen und 14-C-Datierungen Fauna und FloraVegetation; fossile Boden

Gegenwart hyperarides Wustenklima hyperarides Wustenklima hyperarides Wustenklima NomadensiedlungenVerstadterung der Oasenanthropogen bedingte Desertifikation keine Aussterben der Gro?sauger; zunehmender Mangel an Buschen und Strauchern

450-500 Wustenklima Wustenklima Wustenklima ? keine Afrikanische Gro?sauger; Restwalder in der N-Sahara und den Hochlandern; 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 ganzliches Verschwinden der mediterranen Flora; Einwanderung der Akazien; Walder in der N-Sahara und den Hochlandern; tropische Flora

3.500 klimatische Aridisierung klimatische Aridisierung klimatische Aridisierung Hirtenvolker mit Weidewirtschaft Rinderfelszeich-nungen reichhaltige und diversifizierte Fauna, Walder und Savannen in der S-Sahara

5.000-5.500 a) Tafolian, semiaridb) c) Temperatur rd. 1-2°C hoher als heute im Bergland humid

Temperatur rd. 1-2°C hoher als heute Rharbian, semiarid

Temperatur rd. 1-2°C hoher als heute Cro-Magnon Sahara-Neolithikum Afro-tropische Fauna; im Bergland Zedern, verschiedene Eichen, Nu?baum, Baumheidentorfhaltige Sumpfboden in der Zentralsahara

6.000-6.500 Nouakchottium, semiarid semiarid RharbianKlima: semiarid bis subhumid Buffeljager Artérienes-Moustèrien in der Sahara Mediterrane Walder 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, Mischwalder aus Zedern, verschiedenen Eichen, Erlen, Linden und Ahornen im Bergland, Aleppo-Kiefer im TieflandDiatomite, Sumpfboden fossile Waldboden

10.000- 10.500 a) Tschadiumb) BSh-Klimac) semiarid Protoneolithikum ? Afro-tropische Fauna, SteppenvegetationAlluvionen

12.500 a) Beginn des Aufbaus des Ogolischen Dunensystems in einem semiariden Klimab) Niederschlag um 600-1200 mm; Grundwasserbildung in den Erggebieten; „Mega“-Tschadsee; Terrassen und Serir-Bildungenc) Beginn des Aufbaus der gro?en Sandseen in einem semiariden Klima Cro-MagnonProtomediteranus ? Artemisia“Sol brun“ in den Senken

14.000 a) verstarkte Ariditatb) Grobschuttakkumulation an Pedimenten; „Mega“-Tschadsee verkleinert sich; verstarkte Ariditatc) nachlassende fluviale Aktivitat ? ? Dunenvegetation, xenomorphe Flora

18.000 a) Inchirium; Feuchtzeitb) Grundwasserbildungc) Soltanium; Pluvial-Erosionszyklus Palaolithikum (Neandertaler?) – Afro-tropische Fauna, mediterrane Walder, tropische Savannenvegetation

26.000 a) hyperaridb) ?c) hyperarid Aterier – ?

40.000 a) Beginn eines Pluvialsb) ?c) ? – ?

70.000 a), b), c): hyperarid, Bildung von Dunenzugen Homo erectus ? Artemisia

125.000 a) feuchtes und warmes Klimab) Bildung des mittleren Glacisc) Tensiftisches Pluvial LevalloisianerMousterier ? Afro-tropische Fauna, mediterrane Walder, tropische SavannenvegetationBodenrutschungen und „Sol brun“

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

Der Versuch, die klimatischen Änderungen in der Sahara mit globalen Ereignissen zu korrelieren, hat sich in der Vergangenheit als nicht immer zuverlassig erwiesen, wie das abschlie?ende Kapitel uber die Ursachen der Pluviale zeigt