Huneborg-Stadial

Das Huneborg-Stadial ist ein Kälterückfall während des Weichsel-Hochglazials. Es datiert in etwa in den Zeitraum 40.000 bis 35.000 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

Erstbeschreibung und Typlokalität

Die Erstbeschreibung des Huneborg-Stadials erfolgte 1995 durch Thomas van der Hammen im Zuge seiner stratigraphischen Arbeit über das Dinkeltal in den östlichen Niederlanden.[3] Das Stadial ist nach der Huneborg, einer Burg bei Ootmarsum benannt worden.

Stratigraphie und Korrelationen

Zeitliche Stellung des Huneborg-Stadials

Das Huneborg-Stadial folgt auf das Hengelo-Interstadial und wird seinerseits vom Denekamp-Interstadial überlagert. Es ereignete sich während des MIS 3 und korreliert mit den Dansgaard-Oeschger-Ereignissen DO10, das den Beginn des Stadials markiert, sowie DO9 und DO8. Zwischen DO9 und DO8 fällt das Heinrich-Ereignis H4.

Das Huneborg-Stadial ist keine durchgehende Kälteanomalie, es wird vielmehr von einer Warmphase eingeleitet, dem Huneborg-Interstadial oder Huneborg I, gekennzeichnet durch DO10 und DO9. Erst mit dem Heinrich-Ereignis H4 wurden stadiale Bedingungen verwirklicht. Das Huneborg-Stadial schließt ab DO8 mit einer erneuten Warmphase, dem Huneborg II; diese Warmphase entspricht in der Archäologie dem Les Cottés-Interstadial.

Das Huneborg-Stadial umfasst die Pollenstufen XI, XII und XIII-XII.

Datierung

Eine Direktdatierung des Huneborg-Stadials ist nicht bekannt, es kann aber über das Ende des Hengelo-Interstadials und DO10 sowie den Beginn des Denekamp-Interstadials in den Zeitraum 39.400 bis 34.900 v. Chr. eingeordnet werden. Anhand des grönländischen Eisbohrkerns NGRIP kann DO10 mit 39.800 Jahren v. Chr. veranschlagt werden, das Ende des Stadials kommt bei 34.800 v. Chr. zu liegen. Van der Hammen (1995) weist dem Intervall Huneborg I 35.700 bis 34.500 Radiokohlenstoffjahre zu, d. h. kalibriert (mit CalPal) den Zeitabschnitt 39.206 bis 37.801 v. Chr. Für Huneborg II gibt er 33.300 bis 32.000 Radiokohlenstoffjahre an bzw. 35.547 bis 34.069 v. Chr. Das eigentliche Stadial überdeckt somit die Zeitspanne 37.801 bis 35.547 v. Chr.

Umweltparameter

Das Huneborg-Stadial im zeitlichen Rahmen 25 bis 45 ka BP und Verlauf der GISP 2-Sauerstoffisotopenkurve

Sauerstoffisotopen

Die δ¹⁸O-Werte für das eigentliche Stadial bewegen sich um – 43,5 ‰. Die Interstadiale erreichten jedoch wesentlich höhere Werte (bis zu 5,5 ‰), Huneborg II (DO8) beispielsweise – 38 ‰ und Huneborg I (DO10) – 38,7 ‰. Die Wärmeanomalie DO 9 war mit – 40 ‰ etwas undeutlicher ausgeprägt.[4]

Klima

Temperaturen

Marshall und Koutnik (2006) fanden für den südöstlichen Laurentidischen Eisschild eine Schwankung in den Jahresdurchschnittstemperaturen von nahezu 7 °C zwischen dem Stadial und dem Interstadial Huneborg II.[5]

Vegetation

Aufgrund der recht hohen Temperaturschwankungen innerhalb des Huneborg-Stadials oszillierte die Vegetation in Mitteleuropa zwischen subarktischen (Interstadiale) und arktischen (Stadial) Pflanzenvergesellschaftungen. Während des H4 etablierte sich sogar Permafrost.

Vulkaneruption

Unmittelbar nach dem H4-Ereignis ereignete sich die Supereruption des Kampanischen Ignimbrits, datiert mit 39.280 Jahren BP bzw. 37.300 v. Chr.[6] Sie erreichte mit insgesamt 430 bis 680 Kubikkilometern ausgeworfenen Materials auf dem VEI die Stufe 7. Die Folgen dieses Ereignisses waren neben Vulkanischen Wintern möglicherweise die Verdrängung der Neandertaler durch den anatomisch modernen Menschen.

Magnetfeldumkehrung

Zentriert um 41.000 Jahre BP bzw. 39.000 v. Chr. (Zeitraum 41.900 bis 39.600 Jahre BP) kam es zum Laschamp-Ereignis, einer relativ kurzzeitigen Umpolung des Erdmagnetfeldes.[7] Bedingt durch die gleichzeitig einhergehende Intensitätsverringerung erhöhte sich die Kosmische Strahlung erkennbar am Anstieg der Radionuklide ¹⁰Be und ¹⁴C.

Kulturelle Entwicklung und Archäologie

Das Huneborg-Stadial korreliert mit dem Frühen Jungpaläolithikum. Mit Huneborg II erfolgte der Übergang vom Moustérien zum Aurignacien. Die aus diesem Intervall stammende Fundstätte Maisières-Canal bei Mons in Belgien belegt mit ihren Werkzeugfunden bereits das Aurignacien.[8] Die Sonderentwicklung des Szeletiens während des Huneborg-Stadials stellt eine lokale Entwicklung Osteuropas dar. Das östliche Szeletien wird durch die Fundstätte Buran-Kaya III auf der Krim vertreten.[9] Eine weitere Fundstätte auf der Krim ist Kabazi V, ein Abri, der von Neandertalern bewohnt wurde.

Die österreichische Fundstätte Schwallenbach (Fundort der Venus von Willendorf) mit dem Horizont Schwallenbach II sowie Willendorf II (Horizont C-4) entsprechen ebenfalls dem Huneborg II.[10] Sie dokumentieren ein bereits fortgeschrittenes Aurignacien.

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: 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, Nr. 1/2, 1995, ISSN 0770-2108, S. 343–355.
N. J. Shackleton, R. G. Fairbanks, T.-C. Chiu, F. Parrenin: Absolute calibration of the Greenland time scale: implications for Antarctic time scales and for d14C. In: Quaternary Science Reviews. Band 23, 2004, S. 1513–1522.
Shawn J. Marshall1, 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. De Vivo, u. a.: New constraints on the pyroclastic eruptive history of the Campanian volcanic Plain (Italy). In: Mineralogy and Petrology. Band 73, 2001, S. 47–65.
N. R. Nowaczyk, u. a.: Dynamics of the Laschamp geomagnetic excursion from Black Sea sediments. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 351–352, 2012, S. 54–69.
Damien Flas, Rebecca Miller, Benjamin Jacobs: Les “burins” de l’atelier de débitage aurignacien de Maisières-Canal (Province du Hainaut, Belgique). In: Archéologiques. Band 2. Luxembourg 2006, S. 55–74.
A. E. Marks, K. Monigal: Origins of the European Upper Paleolithic, Seen from Crimea. Simple Myth or Complex Reality? In: P. J. Brantingham, S. L. Kuhn, K. W. Kerry (Hrsg.): The Early Upper Paleolithic beyond Western Europe. University of California Press, Berkeley, Los Angeles, London 2004, S. 64–79.
Paul Haesaerts, Nicolas Teyssandier: The early Upper Paleolithic occupations of Willendorf II (Lower Austria): a contribution to the chronostratigraphic and cultural context of the beginning of the Upper Paleolithic in Central Europe. In: João Zilhão, Francesco d’Errico (Hrsg.): Trabalhos de Arqueologia. Band 33, 2001, S. 133–151.

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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: 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, Nr. 1/2, 1995, ISSN 0770-2108, S. 343–355.

[4] N. J. Shackleton, R. G. Fairbanks, T.-C. Chiu, F. Parrenin: Absolute calibration of the Greenland time scale: implications for Antarctic time scales and for d14C. In: Quaternary Science Reviews. Band 23, 2004, S. 1513–1522.

[5] Shawn J. Marshall1, 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.

[6] B. De Vivo, u. a.: New constraints on the pyroclastic eruptive history of the Campanian volcanic Plain (Italy). In: Mineralogy and Petrology. Band 73, 2001, S. 47–65.

[7] N. R. Nowaczyk, u. a.: Dynamics of the Laschamp geomagnetic excursion from Black Sea sediments. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 351–352, 2012, S. 54–69.

[8] Damien Flas, Rebecca Miller, Benjamin Jacobs: Les “burins” de l’atelier de débitage aurignacien de Maisières-Canal (Province du Hainaut, Belgique). In: Archéologiques. Band 2. Luxembourg 2006, S. 55–74.

[9] A. E. Marks, K. Monigal: Origins of the European Upper Paleolithic, Seen from Crimea. Simple Myth or Complex Reality? In: P. J. Brantingham, S. L. Kuhn, K. W. Kerry (Hrsg.): The Early Upper Paleolithic beyond Western Europe. University of California Press, Berkeley, Los Angeles, London 2004, S. 64–79.

[10] Paul Haesaerts, Nicolas Teyssandier: The early Upper Paleolithic occupations of Willendorf II (Lower Austria): a contribution to the chronostratigraphic and cultural context of the beginning of the Upper Paleolithic in Central Europe. In: João Zilhão, Francesco d’Errico (Hrsg.): Trabalhos de Arqueologia. Band 33, 2001, S. 133–151.