Denekamp-Interstadial

Das Denekamp-Interstadial ist ein relativ milder Zeitabschnitt vor Einsetzen der Eisvorstöße gegen Ende des Weichsel-Hochglazials. Es überdeckt in etwa den Zeitraum 34.000 bis 30.500 Jahre v. Chr.

Glaziale/ Interglaziale	Stadiale/ Interstadiale[1]	Zeitraum (v. Chr.)[2]
Weichsel- Spätglazial
	Jüngere Dryaszeit	10.730–09.700
	Alleröd-Interstadial	11.400–10.730
	Ältere Dryaszeit	11.590–11.400
	Bölling-Interstadial	11.720–11.590
	Älteste Dryaszeit	11.850–11.720
	Meiendorf-Interstadial	12.500–11.850
Weichsel- Hochglazial
	Mecklenburg-Phase	15.000–13.000
	Pommern-Phase	18.200–15.000
	Lascaux-Interstadial	19.000–18.200
	Laugerie-Interstadial	21.500–20.000
	Frankfurt-Phase	22.000–20.000
	Brandenburg-Phase	24.000–22.000
	Tursac-Interstadial	27.000–25.500
	Maisières-Interstadial	30.500–29.500
	Denekamp-Interstadial	34.000–30.500
	Huneborg-Stadial	39.400–34.000
	Hengelo-Interstadial	41.300–39.400
	Moershoofd-Interstadial	48.700
	Glinde-Interstadial	51.500
	Ebersdorf-Stadial	53.500
	Oerel-Interstadial	57.700
Weichsel- Frühglazial
	Schalkholz-Stadial	60.000
	Odderade-Interstadial	74.000
	Rederstall-Stadial	?
	Brörup-Interstadial	?
	Amersfoort-Interstadial	?
	Herning-Stadial	115.000
Eem-Warmzeit
Eem-Warmzeit		126.000

Namensgebung und Begriffsgeschichte

Eine Erstbeschreibung des Denekamp-Interstadials war im Jahre 1967 durch Thomas van der Hammen u. a. vorgenommen worden[3], die es nach dem in Nähe der deutschen Grenze gelegenen ostniederländischen Ort Denekamp benannt hatten. Als Typusregion fungiert das Dinkeltal.

Stratigraphie und Korrelationen

Zeitliche Stellung des Denekamp-Interstadials während der letzten 47.500 Jahre

Das Denekamp-Interstadial folgt auf das dem Hengelo-Interstadial zwischengeschaltete Huneborg-Stadial. Es gehört zum Marinen Isotopenstadium MIS 3 und korreliert mit den Dansgaard-Oeschger-Ereignissen DO6 und DO7.[4] Das DO5 (Maisières-Interstadial) markiert dann den Übergang zur Eisaufbauphase (engl. ice build-up) des Letzteiszeitlichen Maximums.

In der Pollenanalyse entspricht das Denekamp-Interstadial den Pollenstufen XIII und XIV.

Das Denekamp-Interstadial ist kein einheitliches Interstadial und so teilte es van der Hammen (1995) in zwei Interstadiale, Denekamp I und Denekamp II, die mit DO7 und DO6 korrelieren.[5] Denekamp I kann dem Grönland-Interstadial GI-7 und Denekamp II dem GI-6 zugeordnet werden. Diese beiden Interstadiale werden durch einen relativ kurzen Kälterückfall voneinander abgetrennt.

In der Archäologie korreliert Denekamp I mit dem Quinçay-Interstadial und Denekamp II mit dem Arcy-Interstadial bzw. Stillfried B im Donauraum. Im Quinçay-Interstadial (Aurignacien 1) ging das Châtelperronien zu Ende. Das Arcy-Interstadial kann mit dem Aurignacien 2 und Aurignacien 3a gleichgesetzt werden.

Das Denekamp-Interstadial besitzt unterschiedliche regionale Entsprechungen – so ist es in Norwegen als Ålesund-Interstadial, in Dänemark als Sejerø-Interstadial, im Kattegatraum als Sandnes-Interstadial, in Finnland/Russland als Gniew-Interstadial, in Russland als Dunayevo-Interstadial bzw. als Bryansk-Interstadial (mit Paläobodenentwicklung), in Westsibirien als Oberes Karginsky-Interstadial (engl. Karginian interstadial) und in Zentralsibirien als Lipov-Novoselov-Interstadial bekannt. In Nordamerika wird es als Plum Point-Interstadial und im Westküstenbereich als Olympic-Interstadial bezeichnet.

Geologie

Das Profil an der Typlokalität zeigt eine Schluffmudde in einer oberen Lehmschicht, die in der Umgebung in Torf übergehen kann. Vergleichbare organogene Ablagerungen aus dieser Zeit sind an mehreren Lokalitäten in den Niederlanden nachgewiesen worden. Da diese Profile jedoch pollenanalytisch nicht eindeutig charakterisiert werden können, müssen sie folglich mittels Radiokarbondatierungen korreliert werden. Auch in Nachbarländern werden mittlerweile organische Lagen mit passenden Radiokohlenstoffaltern dem Denekamp-Interstadial zugeschlagen.

So konnte Wolfgang Schirmer (2012) an der Lokalität Schwalbenberg bei Remagen am Mittelrhein ein sehr vollständiges Profil durch den letztglazialen Löss mit Interstadialen entsprechenden Bodenhorizonten aufnehmen. Zwei Cambisole aus der zur Ahrgau Formation gehörenden Sinzig Subformation (Niveaus S 2 und S 3) konnten Denekamp I und Denekamp II zugeordnet werden. Die Datierung ergab für S 2 31.300 v. Chr. und für S 3 30.700 v. Chr.[6]

Noch vollständigere Profile befinden sich in Molodova (Ukraine), im Ostkarpatenlöss bei Mitoc-Malu Galben (Rumänien) und an der sibirischen Lokalität Kurtak.

Datierung

Das Denekamp-Interstadial im Zeitraum 20 bis 40 ka BP

Van der Hammen erhielt in der Typusregion 1971 erste Radiokarbondaten, die ein unkalibriertes Alter von 29.300 ± 300 sowie 30.100 ± 300 Jahren anzeigten. Kalibriert (mit CalPal) entspricht dies bzw. 31.741 ± 366 sowie 32.368 ± 224 v. Chr. Nach weiteren Datierungen anderer Autoren befürwortet der allgemeine Konsens für das Denekamp-Interstadial inzwischen die Zeitspanne 32.000 bis 28.000 Radiokohlenstoffjahre, d. h. kalibriert 34.069 bis 30.524 v. Chr.

Kritischer Einwand

Die generell stark streuenden Daten organogener Lagen des ausgehenden Weichsel-Hochglazials zeigen in den Niederlanden eine relativ schwache Anhäufung für den Zeitraum des Denekamp-Interstadials. Vandenberghe und van Huissteden (1989) sehen diese Lagen daher nur als lokale Bildungen an, die zweifellos an edaphisch günstigen Stellen abgelagert wurden, jedoch nicht unbedingt auf eine allgemeine Klimaverbesserung rückschliessen lassen. Es ist daher fraglich, ob das Denekamp als ausgesprochenes Interstadial angesehen werden kann.[7]

Umweltparameter

Die Minima der δ¹⁸O-Werte, gemessen an den grönländischen Eisbohrkernen GISP 2 und NGRIP, sind während des Denekamp-Interstadials leicht rückläufig, sie verlieren knapp 2 ‰ SMOW. Die überlagernden Warmphasen brachten jedoch Erhöhungen um 5 ‰ SMOW (von −43 ‰ bis −38 ‰ SMOW).[8] Die δ¹³C-Werte zeigen eine analoge Entwicklung, sie oszillieren mit 2 ‰ VPDB von −7,5 ‰ bis −9,5 ‰ VPDB (Stalagmitendaten aus der nordtürkischen Sofular-Höhle und der französischen Villars-Höhle[9]).

Klima

Das Marine Isotopenstadium 3 zeigt an benthischen Organismen generell ansteigende (jedoch in Eisbohrkernen abnehmende) δ¹⁸O-Werte, d. h. es herrschte während seines Verlaufs ein deutlicher Abkühlungstrend.[10] Dieser Abkühlungstrend wird jedoch von den beiden DO-Warmphasen überlagert, wobei DO7 immerhin eine Erhöhung der Jahrestemperaturen um 6 °C und DO6 etwas über 4 °C bewirkten.[11] Konform mit dem Abkühlungstrend ging ein stetiger Aufbau der Eismassen einher, der von den Warmphasen nur geringfügig beeinflusst wurde. Ausgehend von einem Minimalwert von 3 Milliarden Kubikkilometer zu Beginn des Interstadials wurden gegen dessen Ende zirka 4,3 Milliarden Kubikkilometer erreicht. Dennoch blieben weite Teile Skandinaviens weiterhin eisfrei, wie beispielsweise Dänemark, ganz Finnland sowie das südliche und zentrale Schweden.

Vegetation

In der norddeutschen Tiefebene wich die Steppe des vorausgehenden Huneborg-Stadials (Stadial XIV (WG)) während des feucht-gemäßigten Denekamp-Interstadials einer Tundra bzw. einer Strauchtundra, erkennbar an Zwergbirkenpollen (Betula nana). Auffallend ist die weite Verbreitung der Sauergrasgewächse (Cyperaceae). Generell zeichnet sich das Denekamp-Interstadial in Zentraleuropa während der Warmphasen durch einen zunehmenden, aber immer noch recht spärlichen Baumbewuchs aus (Kiefern, Birken und Wacholder), durchsetzt mit gelegentlichen thermophilen Taxa wie Hasel, Eichen und Linden. Im Bodenbewuchs herrschten Gräser und Cyperaceen vor mit vereinzelten Wasserpflanzen (Seerosengewächse und Rohrkolbengewächse) sowie seltenen Steppenbewohnern wie Artemisia, Wiesenrauten, Sonnenröschen und Fuchsschwanzgewächse.[12]

Fauna

Gemäß Markova u. a. (2013) hatten Mammut und Wollnashorn während des Denekamp-Interstadials ihre größte Verbreitung.[13]

Kulturelle Entwicklung

In Südeuropa war gerade die jungpaläolithische Kulturstufe des Protoaurignacien (zirka 38.000 bis 32.000 v. Chr.) zu Ende gegangen. In Mitteleuropa, Südwestfrankreich, Asturien und Mittelitalien entwickelte sich daran anschließend das Aurignacien ancien (32.000 bis 29.000 v. Chr.). Fundstätten des Aurignaciens sind Willendorf II (Lage 4, datiert mit 32.060 bis 31.700 Radiokohlenstoffjahren, 34.130 bis 33.698 v. Chr.) und Walou 9 bei Liège in Belgien, datiert mit 29.800 bis 27.800 Radiokohlenstoffjahren BP (32.200 bis 30.345 v. Chr.).

In Osteuropa überdauerte das Moustérien im Westen der Krim (Fundstätte Kabazi II und Kabazi V) bis 30.000 Radiokohlenstoffjahre bzw. 32.332 v. Chr. Auch das Micoquien wurde auf der Krim noch bis ins Denekamp-Interstadial angetroffen (Fundstätten Buran-Kaya und Kabazi V - Lage III/1A). Das Szeletien (Östliches Szeletien) reichte in Buran-Kaya III bis zum Beginn des Interstadials vor 34.069 Jahren.

Noch gegen Ende des Denekamp-Interstadials setzte ab etwa 32.000 v. Chr. bereits das Gravettien ein – Fundstätten sind das Geißenklösterle bei Schelklingen, datiert mit 29.220 bis 26.540 Radiokohlenstoffjahren bzw. 31.721 bis 29.367 v. Chr.,[14] Willendorf II Lage 5, datiert mit 30.500 Radiokohlenstoffjahren bzw. 32.616 v. Chr., Maisières-Canal bei Mons in Belgien, datiert mit 28.240 bis 27.965 Radiokohlenstoffjahren bzw. 30.700 bis 30.498 v. Chr.[15] sowie La Vigne-Brun bei Roanne in Frankreich.[16]

Die damaligen Menschen, noch miteinander koexistierende Neandertaler und anatomisch moderne Menschen (Homo sapiens), lebten als Jäger und Sammler. Typische Leitformen aus Feuerstein sind Kielkratzer und Dufourlamellen, zur Jagd wurden die Aurignac-Spitzen verwendet. Bezeichnend für diesen Zeitabschnitt ist das erstmalige Auftreten von Kleinkunstwerken aus Mammut-Elfenbein (z. B. Frauenstatuetten), Musikinstrumenten (Knochenflöten, Hohlefels 33000 v. Chr.) und Höhlenmalereien (Chauvet-Höhle 31000 bis 30000 v. Chr.).

Siehe auch

Einzelnachweise

Thomas Litt, Achim Brauer, Tomasz Goslar, Josef Merkt, Krystyna Bałaga, Helmut Müller, Magdalena Ralska-Jasiewiczowa, Martina Stebich, Jörg F. W. Negendank: Correlation and synchronisation of Lateglacial continental sequences in northern central Europe based on annually laminated lacustrine sediments. In: Quaternary Science Reviews. vol. 20, Nr. 11, Mai 2001, S. 1233–1249.
Zur Vereinheitlichung wurden die Altersangaben der Klimastufen des Weichsel-Spätglazials umgerechnet auf v. Chr. Bei den dendrochronologischen und warvenchronologischen Daten ist der Bezugspunkt das Jahr 1950, d. h. es müssen 1950 Jahre abgezogen werden, um v. Chr.-Angaben zu erhalten. Die Eiskerndaten beziehen sich dagegen auf das Bezugsjahr 2000. Die Altersangaben ab dem Weichsel-Hochglazial sind jeweils der ungefähre Beginn des entsprechenden Zeitintervalls v.h.
T. Van der Hammen, u. a.: Stratigraphy, climatic succession and radiocarbon dating of the Last Glacial in the Netherlands. In: Geologie en Mijnbouw. Band 46, 1967, S. 79–95.
J. A. A. Bos, u. a.: Abrupt climatic events during OIS-3 recorded in terrestrial sediments in the Netherlands: a multi-proxy approach. In: Geophysical Research Abstracts. Band 1, 2009.
T. Van der Hammen: The Dinkel Valley revisited: pleniglacial stratigraphy and global climatic change. Neogene and Quaternary Palaeoecology: a farewell to Waldo H. Zagwijn. In: G.F.W. Herngreen, L. van der Valk (Hrsg.): Mededelingen Rijks Geologische Dienst. Band 52, 1995, S. 343–355.
W. Schirmer: Rhine loess at Schwalbenberg II – MIS 4 and 3. In: Quaternary Science Journal. Band 61, Nr. 1, 2012, S. 32–47, doi:10.3285/eg.61.1.03.
T. Litt, u. a.: Stratigraphische Begriffe für das Quartär des norddeutschen Vereisungsgebietes. In: Eiszeitalter und Gegenwart/Quaternary Science Journal. Band 56, Nr. 1–2, 2007, S. 7–65 (quaternary-science.publiss.net). quaternary-science.publiss.net (Memento des Originals vom 5. Februar 2015 im Internet Archive) Info: Der Archivlink wurde automatisch eingesetzt und noch nicht geprüft. Bitte prüfe Original- und Archivlink gemäß Anleitung und entferne dann diesen Hinweis.@1@2
A. Svensson, u. a.: A 60 000 year Greenland stratigraphic ice core chronology. In: Clim. Past Discuss. Band 4, 2008, S. 47–57.
D. Fleitmann, u. a.: Timing and climatic impact of Greenland interstadials recorded in stalagmites from northern Turkey. In: Geophysical Research Letters. Band 36, 2009, doi:10.1029/2009GL040050.
Liesicki, L. E. und Raymo, M. E.: A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic d18O records. In: Paleoceanography. Band 20, 2005.
Shawn J. Marshall und Michelle R. Koutnik: Ice sheet action versus reaction: Distinguishing between Heinrich events and Dansgaard-Oeschger cycles in the North Atlantic. In: Paleoceanography. 21, PA2021, 2006, doi:10.1029/2005PA001247.
B. Bosselin, F. Djindjian: Un essai de reconstitution du climat entre 40.000 BP et 10.000 BP à partir de séquences polliniques de tourbières et de carottes océaniques et glaciaires à haute résolution. In: Archeologia e Calcolatori. Band 13, 2002, S. 275–300 (soi.cnr.it [PDF]).
Markova, A. K. u. a.: New data on changes in the European distribution of the mammoth and the woolly rhinoceros during the second half of the Late Pleistocene and the early Holocene. In: Quaternary International. Band 292, 2013, S. 4–14.
D. Richter, J. Waiblinger, W. J. Rink, G.A. Wagner: Thermoluminescence, Electron Spin Resonance and 14C-dating of the Late Middle and Early Upper Palaeolithic Site of Geißenklösterle Cave in Southern Germany. In: Journal of Archaeological Science. Band 27, 2000, S. 71–89.
S. Pirson, u. a.: Chronostratigraphic context of the Middle to Upper Palaeolithic transition: Recent data from Belgium. In: Quaternary International. Band 259, 2012, S. 78–94.
M. Digan: New technological and economic data from La Vigne-Brun (unit KL19), Loire: a contribution to the identification of early Gravettian lithic technological expertise. In: Quartär. Band 55, 2008, S. 115–125.

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[1] Thomas Litt, Achim Brauer, Tomasz Goslar, Josef Merkt, Krystyna Bałaga, Helmut Müller, Magdalena Ralska-Jasiewiczowa, Martina Stebich, Jörg F. W. Negendank: Correlation and synchronisation of Lateglacial continental sequences in northern central Europe based on annually laminated lacustrine sediments. In: Quaternary Science Reviews. vol. 20, Nr. 11, Mai 2001, S. 1233–1249.

[2] Zur Vereinheitlichung wurden die Altersangaben der Klimastufen des Weichsel-Spätglazials umgerechnet auf v. Chr. Bei den dendrochronologischen und warvenchronologischen Daten ist der Bezugspunkt das Jahr 1950, d. h. es müssen 1950 Jahre abgezogen werden, um v. Chr.-Angaben zu erhalten. Die Eiskerndaten beziehen sich dagegen auf das Bezugsjahr 2000. Die Altersangaben ab dem Weichsel-Hochglazial sind jeweils der ungefähre Beginn des entsprechenden Zeitintervalls v.h.

[3] T. Van der Hammen, u. a.: Stratigraphy, climatic succession and radiocarbon dating of the Last Glacial in the Netherlands. In: Geologie en Mijnbouw. Band 46, 1967, S. 79–95.

[4] J. A. A. Bos, u. a.: Abrupt climatic events during OIS-3 recorded in terrestrial sediments in the Netherlands: a multi-proxy approach. In: Geophysical Research Abstracts. Band 1, 2009.

[5] T. Van der Hammen: The Dinkel Valley revisited: pleniglacial stratigraphy and global climatic change. Neogene and Quaternary Palaeoecology: a farewell to Waldo H. Zagwijn. In: G.F.W. Herngreen, L. van der Valk (Hrsg.): Mededelingen Rijks Geologische Dienst. Band 52, 1995, S. 343–355.

[6] W. Schirmer: Rhine loess at Schwalbenberg II – MIS 4 and 3. In: Quaternary Science Journal. Band 61, Nr. 1, 2012, S. 32–47, doi:10.3285/eg.61.1.03.

[7] T. Litt, u. a.: Stratigraphische Begriffe für das Quartär des norddeutschen Vereisungsgebietes. In: Eiszeitalter und Gegenwart/Quaternary Science Journal. Band 56, Nr. 1–2, 2007, S. 7–65 (quaternary-science.publiss.net). quaternary-science.publiss.net (Memento des Originals vom 5. Februar 2015 im Internet Archive) Info: Der Archivlink wurde automatisch eingesetzt und noch nicht geprüft. Bitte prüfe Original- und Archivlink gemäß Anleitung und entferne dann diesen Hinweis.@1@2

[8] A. Svensson, u. a.: A 60 000 year Greenland stratigraphic ice core chronology. In: Clim. Past Discuss. Band 4, 2008, S. 47–57.

[9] D. Fleitmann, u. a.: Timing and climatic impact of Greenland interstadials recorded in stalagmites from northern Turkey. In: Geophysical Research Letters. Band 36, 2009, doi:10.1029/2009GL040050.

[10] Liesicki, L. E. und Raymo, M. E.: A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic d18O records. In: Paleoceanography. Band 20, 2005.

[11] Shawn J. Marshall und Michelle R. Koutnik: Ice sheet action versus reaction: Distinguishing between Heinrich events and Dansgaard-Oeschger cycles in the North Atlantic. In: Paleoceanography. 21, PA2021, 2006, doi:10.1029/2005PA001247.

[12] B. Bosselin, F. Djindjian: Un essai de reconstitution du climat entre 40.000 BP et 10.000 BP à partir de séquences polliniques de tourbières et de carottes océaniques et glaciaires à haute résolution. In: Archeologia e Calcolatori. Band 13, 2002, S. 275–300 (soi.cnr.it [PDF]).

[13] Markova, A. K. u. a.: New data on changes in the European distribution of the mammoth and the woolly rhinoceros during the second half of the Late Pleistocene and the early Holocene. In: Quaternary International. Band 292, 2013, S. 4–14.

[14] D. Richter, J. Waiblinger, W. J. Rink, G.A. Wagner: Thermoluminescence, Electron Spin Resonance and 14C-dating of the Late Middle and Early Upper Palaeolithic Site of Geißenklösterle Cave in Southern Germany. In: Journal of Archaeological Science. Band 27, 2000, S. 71–89.

[15] S. Pirson, u. a.: Chronostratigraphic context of the Middle to Upper Palaeolithic transition: Recent data from Belgium. In: Quaternary International. Band 259, 2012, S. 78–94.

[16] M. Digan: New technological and economic data from La Vigne-Brun (unit KL19), Loire: a contribution to the identification of early Gravettian lithic technological expertise. In: Quartär. Band 55, 2008, S. 115–125.