Q u a r t ä r e Pluvialzeiten und klimamorphologischer Formenwandel in den Randtropen (Mexiko, Kalahari)

Christoph Jentsch und Herbert L i e d t k e (Hrsg.): H ö h e n g r e n z e n in Hochgebirgen

A r b e i t e n aus dem Geograph. Institut der U n i v e r s i t ä t des Saarlandes, B d . 29, S a a r b r ü c k e n 1980

Q u a r t ä r e Pluvialzeiten und klimamorphologischer Formenwandel in den Randtropen (Mexiko, Kalahari)

von K l a u s Heine, Saarbrücken

In vielen neueren geomorphologischen A r b e i t e n w i r d der D i s k u s s i o n über K l i m a e n t w i c k l u n g , M o r p h o d y n a m i k u n d Morphogenese i n den Subtropen, R a n d t r o p e n u n d T r o p e n große B e a c h t u n g geschenkt. D a b e i spielen quartäre P l u v i a l z e i t e n eine besondere Rolle. D i e als P l u v i a l e bezeichneten Phasen des Quartärs lassen häufig eine eigene M o r p h o d y n a m i k erkennen, die z u einem viel differenzierteren k l i m a m o r p h o l o g i s c h e n F o r m e n w a n d e l geführt hat, als sich aus einer äquator- bzw. polwärtigen quartären V e r s c h i e b u n g der rezen- ten K l i m a - u n d Landschaftsgürtel ergeben würde. A u f g r u n d unserer heutigen K e n n t n i s s e muß eine starke räumliche u n d zeitliche D i f f e r e n z i e r u n g der j u n g - quartären Temperatur- u n d vor a l l e m der N i e d e r s c h l a g s e n t w i c k l u n g ange- n o m m e n werden.

1. M e x i k o 1.1 Einführung

Untersuchungsgebiet ist der zentrale u n d östliche T e i l der C o r d i l l e r a N e o - volcänica M e x i k o s . E s handelt sich u m ein aus verschiedenen tertiären u n d quartären V u l k a n i t e n zusammengesetztes Gebiet, i n dem über 2 000 m hoch gelegene B e c k e n von gewaltigen V u l k a n m a s s i v e n überragt werden. V u l k a n i s - mus u n d V u l k a n l a n d s c h a f t i m H o c h l a n d v o n M e x i k o werden v o n W E Y L (1974) sehr anschaulich beschrieben. Im Osten begrenzt der 5 700 m hohe P i c o de O r i z a b a das v u l k a n i s c h e H o c h l a n d ; nach Westen schließen sich das B e c k e n von O r i e n t a l / E l Seco an, der M a l i n c h e - V u l k a n , das B e c k e n v o n P u e b l a / T l a x - cala, die S i e r r a N e v a d a m i t den V u l k a n b a u t e n des Popocatepetl u n d Iztacci- huatl, das B e c k e n v o n M e x i k o , die A j u s c o - V u l k a n e , das B e c k e n v o n T o l u c a u n d der V u l k a n Nevado de T o l u c a (Abb. 1).

Ich habe i n den letzten J a h r e n wiederholt über die glazialen u n d periglazialen Sedimente u n d deren stratigraphische Beziehungen ans dem B e r e i c h der zen- t r a l m e x i k a n i s c h e n hohen V u l k a n e berichtet (H E I N E 1975, 1976 a, 1976 b, 1976 c, 1977 a, 1977 b; H E I N E U. S C H Ö N H A L S 1973; H E I N E U . O H N G E M A C H 1976).

A n den Hängen der V u l k a n e sind differenzierte A b f o l g e n jungquartärer S e d i -

Abb. 1: Untersuchungsgebiet

mente ausgebildet. M o r ä n e n , fossile B ö d e n , Hangschutt, fluviale Kiese und ä o l i s c h e „ t o b a " - S e d i m e n t e wechsellagern mit vulkanischen Aschen, Bimsla- p i l l i b ä n d e r n , Tuffen, Ignimbriten und L a v a s t r ö m e n . Oft sind in den Tephrala- gen, aber auch in den fluvialen und kolluvialen Schutthorizonten sowie den fossilen B ö d e n die Reste von B ä u m e n bzw. organisches Material eingelagert, so d a ß ^{1 4}C-Alterebestimmungen vorgenommen werden k ö n n e n . Daher konnten chronostratigraphische Beziehungen der glazialen und periglazialen Sedi- mente in Zentralmexiko erarbeitet werden.

Figur 1 ist zu entnehmen, d a ß fünf Phasen s t ä r k e r e r Vergletscherungen im J u n g q u a r t ä r auftreten. Die ä l t e s t e datierte Vergletscherung (M I) wird zwi- schen ca. 36 000 bis 32 000 B.P. eingeordnet Erst um 12 100 B.P. s t o ß e n die Gletscher (M II) an den Vulkanen erneut vor. Dieser wie auch die folgenden G l e t s c h e r v o r s t ö ß e zwischen 10 000 und ca. 8 500 B.P. (M i n 1, M III 2, M I E 3) sind nur von kurzer Dauer. Im H o l o z ä n lassen sich G l e t s c h e r v o r s t ö ß e zwi- schen ca. 3 000 und 2 000 B.P. (M IV) und w ä h r e n d der Kleinen Eiszeit (M V) belegen. Aufgrund der chronostratigraphischen Beobachtungen sollen vier Fragen im folgenden n ä h e r erörtert werden, n ä m l i c h Klimaentwicklung, Morphodynamik und Morphogenese (1) w ä h r e n d des Interstadials zwischen

> 30 000 und< 25 000 B.P., (2) w ä h r e n d des Hochglazials, (3) w ä h r e n d des Ü b e r g a n g s vom P l e i s t o z ä n zum H o l o z ä n und (4) w ä h r e n d der letzten 3 000 Jahre.

1.2 Das i n n e r w ü r m z e i t l i c h e Interstadial

Das i n n e r w ü r m z e i t l i c h e Interstadial folgt nach der M I-Vergletscherung und wird vom Nevadq de Toluca im Westen bis zum Pico de Orizaba im Osten

aBP

x 1000 Nevado de Toluca ftjMft Blockgletscher-

Blockgletscher

J fossiler ] Boden

/Uosotiaodx-ieoa)

• H470±90!Tx-1602) I 11850 * 220 (Tx-1601)

Nl950±100(Tx-1600)"

1

• 24930

\25020

\25250 25620

170(Tx 600 (Tx- 670 (Tx

±430 (Tx- 590 (Tx-

±550(Tx

±280(Tx 670 (Tx

±590(Tx 760 (Tx

•880(Tx 1523) 1524) 1594) 1518) 1597!

1596]

1520) 1521 1522)

•1519)

•2600.

-1800 , r

S i e r r a N e v a d a Iztaccihuatl, Popocatepeti j Rio Frio - Paß ssa M o r ä n e n - ----- - — — — — - — _ - - - y - - = - - = - — — -=•

Bims - Eruption • 990-1070 AD (Hv 4768) | Moränen

Jims ^Eruption . 4805±60 (Hv 4883) _ , 'M\ ~* 5075±50(Hv7173) I

| Moränen "

I Moränen L Moränen

| fossiler Boden - Eruption L Moränen

• 22335 !^||(WSU-4688)

fossiler Boden

•_25750!|||g (Hv_71_74|

Solifluktionsschutt

35000 (Gx-0645)

> 40000 (W-1995) Malinche

Blockhalde-

•515165 (Hv4242)

• 1365t175(Hv7175)

I

N3095± 750 (Hv 6746)

I

~t 7690±100 (Hv4758)

~ \7715±80(Hv4884f "

\8110+300 (W-1927) - 8240±300 (W-1909)-

I

.Moränen ± 12060 ±165 (Hv 4244)1

i 1

/I6765±550(Hv6747)

* 17350±550(W-1913) I 17650±550(W-1925) N7800!]JJ|(Hv 6748)

20735±460 (Hv 4245)

• 23940±1000 (W 1908)

• 25920±1000 (W 1911)

• 38895±1200(Hv4241)

Pico de Orizaba s-Moränen -—•

Moränen _

|_ Moränen.

M V - Vergletscherung

| M IV - Vergletscherung

f Bo 3 - Boden

M 1113 - Vergletscherung M III 2 - Vergletscherung M III 1 - Vergletscherung f Bo 2 - Boden M II - Vergletscherung

1

Boden

M I - Vergletscherung

CO Fig. 1: Chronostratigraphische Beziehungen der glazialen und periglazialen Formen und Ablagerungen und fossilen

B ö d e n i n Zentralmexiko (vgl. H E I N E 1978 a)

(Abb. 1) durch eine intensive Bodenbildung dokumentiert, die mit f B o l be- zeichnet wird ( H E I N E 1975, 1978 a).

Der fBol-Boden konnte am Malinche-Vulkan, am Nevado de Toluca und in der n ö r d l i c h e n Sierra Nevada (Rio F r i o - P a ß ) datiert werden (Fig. 1). Die bis- her ausgewerteten Daten ( H E I N E 1978 a) haben ein Alter des Bodens zwischen 26 000 und 21 000 B.P. ergeben, wobei b e r ü c k s i c h t i g t werden m u ß , d a ß die Datierungen des humusreichen fBol-Oberbodens Minimalalter darstellen, die um Jahrtausende zu klein ausfallen k ö n n e n . D a jedoch in vielen Profilen an verschiedenen Vulkanen der fBol-Boden in „ t o b a " - S e d i m e n t e n , die ü b e r den M I-Ablagerungen zu finden sind, ausgebildet ist, wird deutlich, d a ß nach der M I-Vergletscherung (ca. 36 000—32 000 B.P.) z u n ä c h s t die ä o l i s c h e Ablage- rung der ,,toba' '-Sedimente erfolgt, bevor die fBol-Bodenbildung beginnt.

„ t o b au- S e d i m e n t e sind Bildungen, die durch Ausblasung und Windtransport entstanden sind; Auswehungsgebiete sind vegetationslose Tephraablagerun- gen (nach vulkanischen Eruptionen) und Schotterfluren, Schwemmkegel und die ,,periglaziale'⁴ H ö h e n s t u f e . Das ,,toba"-Material, das am Malinche-Vulkan als Substrat für die fBol-Bodenbildung auftritt, weist h ä u f i g einen für die Malinche atypischen hohen Hypersthengehalt (Augit : H o r n b l e n d e - V e r h ä l t n i s

= 46 : 54 bis 80 : 20) auf. Mineralogische Untersuchungen ü b e r die Herkunft der Staubsedimente haben ergeben, d a ß sie einen hohen Anteil an Mineralen des westlich gelegenen Iztaccihuatl-Massivs haben; diese herangewehten Minerale zeigen h ä u f i g starke L ö s u n g s e r s c h e i n u n g e n infolge mehrmaliger Umlagerung, w ä h r e n d die Malinche-Minerale wesentlich besser erhalten sind.

Diese Beobachtungen b e s t ä t i g e n die Profilbefunde dahingehend, d a ß mit einer l ä n g e r e n Zeit der Anwehung der „ t o b a ' ' - S e d i m e n t e ü b e r den M I-Sedimenten gerechnet werden m u ß . Daher ergibt sich f ü r die fBol-Bodenbildung ein maximales Alter an den V u l k a n h ä n g e n von etwa 30 000 B.P.

Wurde das Ende der fBol-Bodenbildung bisher von mir um 21 000 B.P. ange- setzt, so darf neuerdings aufgrund weiterer Feldstudien, die ich 1974 und 1975 d u r c h f ü h r e n konnte, mit einer fBol-Bildungszeit am Malinche-Vulkan (West- hang) bis nach 16 000 B.P. gerechnet werden. In der Abbildung 2 werden ei- nige Profile vom Malinche-Westhang unterhalb des T l a l o q u a - P a r a s i t ä r k r a t e r s vorgestellt. Hier wird der fBol-Boden durch verschiedene vulkanische F ö r - derprodukte in mehrere fossile B ö d e n aufgespalten. Im mittleren Profil (ca.

2918 m H ö h e ) befindet sich M I-Material im Liegenden und d a r ü b e r „ t o b a " - Sedimente mit einer fBol-Barro-Bodenbildung (zur Definition des Barro-Bo- dens vgl. S C H Ö N H A L S U . A E P P L I 1975). Im Hangenden folgt ein w e i ß e r Bims, der sich bis in das Becken von Puebla verfolgen l ä ß t und dort den fBol-Boden bedeckt, und ein g r ö b e r e s Bimsband mit H o l z k o h l e s t ü c k c h e n . Das ^{1 4}C - A l t e r der Holzkohle b e t r ä g t 16 765 ± 550 B.P. (Hv 6747). D a r ü b e r liegt ein roter Andesitschutt mit einem k r ä f t i g ausgebildeten Andosol, der als j ü n g s t e r Teil des fBol-Bodens angesehen wird, da er sich in den Profilen ü b e r viele Kilome- ter verfolgen läßt und s c h l i e ß l i c h am unteren Hang mit dem liegenden f B o l -

ca. 3000 m Höhe

rezenter Boden (Andosol)

ca. 2910 m Höhe

iiiiiiiii)iiiiiiiiiiiiiii!in ^

°

,

:Y-y.<::; . vulkanische Asche

ca. 2650 m Höhe

Terrasse in Barranca

14C-Daten aus benachbarten Profilen

(vgl. HEINE 1978 a)

O OOOOOOOO

• o o o e o o o o o o'o'o« o'o o'o e o ö l mS o o o_0 o e o o e

?. fluviale Schotter

S ^ o o Schutt

O • o . o . •

' ^ s ' . V ? vi9 ?•'.•'/ ^wtoba" mit Gerollen und Blöcken

Bimstuff mit Andesit- fragmenten >4m

f Bv-Horizont

Bims (rB) Andosol (fBol) flÜfoägHg- Bims

C^Ö-^JÖ roter Andesitschutt

m . -

j schwacher Boden 1 Bims, weiß

m ä j - t l ' r g _ _ _ _ _

^<0:<3P Schutt

0 0

o o .

o * o * O • o • o •

• 5 Q O Q O o o o o o d 66 6 o \ f * * . ' • 9* • 9.

o o o ' o b ' b ' ö ' ö o o ö" b' ö ' o e *4T o'o 6 o e © o ' o o ' o ö"o o©

o'ö'b' o ' ö ' ö ' o * o ' ö ö

" BimsJrBl "

Sojiflukjionsschutt j M II) Andosol (f Bo1)

roter Andesitschutt

" 'Bims mit Holzkohle

v 1 6 7 6 5 ± 5 5 0 ( H v 6 7 4 7 ) Bims, weiß

.toba"-Sedimente mitfBv-Horizont (fBol) Blöcke (MI)

—'5750*280 (W-1912) 7450+250 (W-1923) - - \ 8 2 4 0 ± 3 0 0 (W-1909)

120601165 (Hv 4244) 3 0 9 5 ± 7 5 0 (Hv 6746)"

8110 ± 300 (W-1927) 17350*550 (vy-1913) 20735*460 (Hv 4245) 23940*1000 (W-1908) 2592011000 (W-1911)

fBy-Hp Horizont (fBol) .toba"

Abb. 2: Profile vom Westhang des Malinche-Vulkans

Boden eine Einheit bildet. Aus den Profilbeobachtungen geht hervor, d a ß nur an den M a l i n c h e - H ä n g e n oberhalb rund 2 500 m H ö h e ü b e r dem w e i ß e n Bimshorizont noch j ü n g e r e Teile des fBol-Bodens entwickelt sind; im Becken von Peubla ist der w e i ß e Bims in der Regel nicht verwittert. A m Hang befindet sich ü b e r den j ü n g s t e n fBol-Bodenabschnitten entweder Solifluktionsschutt der M Ii-Phase (12 060 ± 165 B.P., Hv 4244) oder der Leithorizont des r B - Bimses (vgl. H E I N E 1975).

In Verbindung mit zahlreichen anderen und früher bereits publizierten Be- funden kann nun folgendes Bild für die f B o l - Z e i t für das Arbeitsgebiet ent- worfen werden: Nach der M I-Vergletscherungsphase erfolgt v e r s t ä r k t ä o l i - sche Abtragung aus den im Becken von Puebla abgelagerten fluvialen Sedi- menten; an den V u l k a n h ä n g e n wurden Staubsedimente akkumuliert. Vermut- lich sind die Klimabedingungen recht trocken, da zuerst keine s t ä r k e r e Ver- witterung des „ t o b a " - M a t e r i a l s stattfindet. A b ca. 30 000 B.P. (oder etwas s p ä t e r ?) setzt die fBol-Bodenbildung ein; an den H ä n g e n werden in g r ö ß e r e n H ö h e n ( ü b e r 3 000 m) Andosole gebildet, in den tieferen Hanglagen und im Beckenbereich B a r r o - B ö d e n . Das Klima m u ß recht warm und auch etwas feuchter als zuvor sein; aufgrund bodenkundlicher Kriterien kann diese Zeit mit den klimatischen V e r h ä l t n i s s e n des H o l o z ä n s verglichen werden. D a f ü r sprechen auch die Humusgehalte des fBol-Bodens (Abb. 3), die ihre maxima- len Werte in derselben H ö h e n l a g e wie drei verschiedene Andosole h o l o z ä n e n Alters haben. Untersuchungen zur klima- und a l t e r s a b h ä n g i g e n Entwicklung

Humus%

C 3-Asche ( >4500 - 1 2 0 0 0 a B P)

f B o l - A n d o s o l der Malinche (ca. 17 0 0 0 - > 3 0 0 0 0 a B P )

C1-Asche (ca. 4 0 0 a B P ) C 2-Asche ( >1000-<4500 a B P )

0

2 5 0 0 - 2 7 0 0 3200-3400 4100m ü. N N 2900-3100 3 6 0 0 - 3 8 0 0

Abb. 3: Humusgehalte (% der Feinerde) in verschiedenen H ö h e n l a g e n für drei h o l o z ä n e Andosole (nach M I E H L I C H 1974) und den i n n e r w ü r m z e i t l i - chen fBol-Andosol

von V u l k a n a s c h e b ö d e n der Sierra Nevada ( M I E H L I C H 1974) haben ergeben, d a ß die Humusgehalte eine steile Maximumkurve mit H ö c h s t w e r t e n zwischen 3 200 und 3 600 m H ö h e und starkem Abfall sowohl zu den H ö h e n - wie auch zu den Tiefenregionen zeigen; die Humusanreicherung, die von der Streuzu- fuhr und der Humusmineralisierung gesteuert wird, ist in H ö h e n von mehr als 4 000 m wegen der geringen Streuzufuhr, in den Tiefenlagen jedoch bei sehr hoher biologischer Produktion wegen der starken Zersetzung unter warm- trockenen Bedingungen verringert; der Humusgehalt wird vom Klima, nicht jedoch von der Dauer der Bodenbildung in den Andosolen bestimmt ( M I E H - L I C H 1974).

Unter Einbeziehung bereits vorliegender ^{1 4}C-Datierungen des fBol-Bodens der M a l i n c h e - H ä n g e (die Daten sind in Abb. 2 rechts a n g e f ü h r t *) m u ß mit einer Temperaturabnahme nach ca. 25 000 B.P. gerechnet werden, denn zwi- schen ca. 25 000 und 20 000 B.P. verlagert sich die k l i m a a b h ä n g i g e Unter- grenze der fBol-Bodenbildung h a n g a b w ä r t s bis in die H ö h e n unter 2 500 m.

Die Andosole der Profile (Abb. 2) belegen, d a ß die j ü n g e r e n Teile des f B o l - Bodens unter k ü h l e r e m K l i m a entstanden sind als die liegenden ä l t e r e n Teile des fBol-Bodens, die in den Profilen als B a r r o b ö d e n bzw. als Reste davon vorliegen.

Die fBol-Bodenbildung findet ihr Ende erst nach ca. 16 000 B.P. D a zumeist der fBol-Boden im Arbeitsgebiet nicht in mehrere Teile aufgegliedert ist, läßt sich das Minimumalter der fBol-Bodenbildung nur dort ermitteln, wo immer wieder frisch g e f ö r d e r t e , entsprechend junge vulkanische Ablagerungen der fBol-Bodenbildung ausgesetzt wurden, wie das in den Profilen der Abb. 2 der Fall ist.

Im Arbeitsgebiet ist der fBol-Boden in den Profilen fast ü b e r a l l erhalten;

daher kann zur Zeit der fBol-Bodenbildung und auch danach keine wesentli- che Abtragung an den H ä n g e n und keine starke Ablagerung in den Becken- gebieten stattgefunden haben. Allerdings m u ß hervorgehoben werden, d a ß unter n a t ü r l i c h e n Vegetationsbedingungen selbst bei s t ä r k e r e n N i e d e r s c h l ä - gen keine Abtragung in der H ö h e n s t u f e der Andosole auftritt, da diese B ö d e n aufgrund ihrer charakteristischen physikalischen und chemischen Eigenschaf- ten ein rasches Versickern der N i e d e r s c h l ä g e gestatten. Das i n n e r w ü r m z e i t l i - che Interstadial ist eine P a s s i v i t ä t s z e i t i. S. R O H D E N B U R G S (1971). Der f B o l - Boden v e r k ö r p e r t das Relief zur Zeit seiner Entwicklung; er belegt, d a ß die Zerschneidung der V u l k a n h ä n g e durch die vielen radial angeordneten Bar- rancas erst s p ä t e r erfolgt; nur aus den g r o ß e n Schluchten treten Barrancas aus, die an den unteren (und mittleren) H ä n g e n S c h w e m m f ä c h e r aus groben Sedimenten a u f s c h ü t t e n , so wie es auch f ü r das H o l o z ä n nachzuweisen ist.

») Die Datierungen 8110 ± 300 (W-1927) und 3095 ± 750 (Hv 6746) bleiben unberücksichtigt; sie scheinen infolge Kontamination wesentlich zu junge Alter darzustellen.

1.3 Das Hochglazial

Obgleich am Malinche-Vulkan wie auch im Bereich anderer zentralmexikani- scher Vulkangebirge in der Zeit zwischen der fBol-Bodenbildung und ca.

12 500 B.P. nur selten Tephrahorizonte ü b e r dem i n n e r w ü r m z e i t l i c h e n Boden abgelagert worden sind, ist der fBol-Boden w ä h r e n d des Hochglazials an den Vulkangebirgen vornehmlich bis in H ö h e n von 3 000 m gut erhalten geblieben.

Nur unwesentlich k ö n n e n daher die Abtragungsprozesse w ä h r e n d des Hoch- glazials, d. h für das Untersuchungsgebiet 17 000 bis etwa 12 500 B.P., gewe- sen sein. Es gibt keinerlei Hinweise aufgrund der morphologischen, sedimen- tologischen und pedologischen Befunde f ü r nennenswerte morphodynamische V o r g ä n g e . Hang- und Solifluktionsschutt, glazifluviale Kiese und Sande, M o r ä n e n oder fluviale Sedimente, die der M II-Vergletscherungszeit a n g e h ö - ren und damit erst um 12 100 B.P. abgelagert worden sind, bedecken das durch den fBol-Boden deutlich nachweisbare interstadiale und hochglaziale Relief.

W ä h r e n d der Zeit zwischen ca. 17 000 und 12 500 B.P. werden nur in den Talbarrancas ( H E I N E 1976 a) Sedimente b e f ö r d e r t , die vorwiegend in der „ p e - riglazialen" H ö h e n s t u f e oberhalb ca. 3 500 m abgetragen und am unteren Hang der Gebirge (Schwemmkegel) und/oder im Beckenbereich abgelagert werden. G r ö ß e r e M ä c h t i g k e i t e n dieser Sedimente konnten nicht gefunden werden; eine alles in allem nur geringe Abtragung im Einzugsbereich der Talbarrancas läßt sich daraus ableiten.

Aus den Beckengebieten liegen aufgrund der tephrostratigraphischen Unter- suchungen keine Anzeichen für Seenbildungen vor (vgl. H E I N E 1975). Die morphologischen Befunde b e s t ä t i g e n die Annahme ( K L A U S 1973), d a ß das Hochglazial in Zentralmexiko k ü h l und relativ trocken war. Abgesehen von geringen A b t r a g u n g s V o r g ä n g e n in H ö h e n ü b e r 3 500 m und nur lokaler Akkumulation an den unteren H ä n g e n und in Becken ist auch das Hochglazial eine P a s s i v i t ä t s z e i t i. S. R O H D E N B U R G S (1971). Aufgrund der Untersuchungen zum Bodenabtrag i. w. S. ( E r o s i o n s a n f ä l l i g k e i t verschiedener Bodentypen in A b h ä n g i g k e i t von einer unterschiedlichen Vegetationsbedeckung) läßt sich zur Zeit nicht entscheiden, ob das Hochglazial besonders arid gewesen ist wie in f r ü h e r e n Publikationen a u s g e f ü h r t wurde, oder ob die „ h o c h g l a z i a l e A r i d i t ä t "

nicht nur aus den vorangegangenen w ä r m e r e n und feuchteren (fBol-Boden) und nachfolgenden extrem feuchten (M II-Gletscher) Klimaabschnitten resul- tiert; weitgehend fehlende hochglaziale Abtragungs- und Bodenbildungs- prozesse belegen f ü r das Hochglazial stark reduzierte N i e d e r s c h l ä g e im Ver- h ä l t n i s zum i n n e r w ü r m z e i t l i c h e n Interstadial und zu den s p ä t w ü r m z e i t l i c h e n Vergletscherungsphasen.

1.4 Die Zeit zwischen 12 500 und 8 500 B.P.

Die Zeit zwischen 12 500 und 8 500 B.P. wird durch zwei Vegletscherungs- phasen charakterisiert. In f r ü h e r e n Arbeiten habe ich die stratigraphischen V e r h ä l t n i s s e an den V u l k a n h ä n g e n aus dieser Zeit dargelegt. Daher be- s c h r ä n k e ich mich auf einige E r g ä n z u n g e n , die zur weiteren Differenzierung führen.

Die M II-Vergletscherung wird auf ca. 12 100 B.P. datiert (Fig. 1). Die Dauer der Vergletscherung war sehr kurz. Legt man ein B ä n d e r t o n p r o f i l vom S ü d - hang des Malinche-Vulkans zugrunde, das den gesamten M Il-Zeitabschnitt r e p r ä s e n t i e r t , so u m f a ß t die M II-Vergletscherungsphase maximal ca.

200 Jahre.

Aus der V e r k n ü p f u n g des M I I - M o r ä n e n m a t e r i a l s mit den rB-Bimsen, die einen Leithorizont der j u n g q u a r t ä r e n Malinche-Sedimente darstellen, geht hervor, d a ß die M II-Gletscher teilweise m ä c h t i g e Blockzungen gebildet ha- ben. D a rB-Bimse in der Regel den M I I - M o r ä n e n auflagern, am Osthang aber in M II-Blockzungenschutt eingearbeitet sind und am S ü d h a n g auch unter M II-Blockzungenschutt angetroffen werden, m u ß die rB-Bimseruption erfol- gen, als die M II-Gletscher bereits abschmelzen und nur noch Blockzungen mit eingelagertem Toteis in Bewegung sind. Die rB-Bimse unter dem M II- Blockzungenschutt am Ausgang einer gewaltigen Schlucht am M a l i n c h e - S ü d - hang belegen dort noch ein Wandern des M II-Materials lange nach dem ei- gentlichen H ö h e p u n k t der M II-Vergletscherung. ( Ä h n l i c h e Beobachtungen konnte ich an schuttbedeckten Gletschern des Pico de Orizaba machen, die der M V-Vergletscherungsphase a n g e h ö r e n ) . Wird der M II-Blockzungenschutt bei einer Rekonstruktion der entsprechenden klimatischen Schneegrenze b e r ü c k - sichtigt, so kann eine zu tiefe Lage derselben v o r g e t ä u s c h t werden.

Z u r Zeit der M II-Vergletscherung sind die Prozesse der Abtragung, des Mate- rialtransportes und der Ablagerung im Untersuchungsgebiet besonders stark.

Die Gletscher sorgen im Gipfelbereich der Vulkane für Erosion und Material- transport; Solifluktion und A b s p ü l u n g spielen in der H ö h e n s t u f e zwischen ca. 2 700 m und dem Gletschereis eine bedeutende Rolle. Unterhalb der oberen Waldgrenze konzentrieren sich die A b t r a g u n g s v o r g ä n g e besonders auf die Schluchten. A n den unteren H ä n g e n werden S c h w e m m f ä c h e r gebildet, in den Becken s c h l i e ß l i c h gelangen die feinsten Sedimente zur Ablagerung. L i m n i - sche Sedimente aus dieser Zeit sind Hinweise f ü r Seenbildungen. Die M Ii- Zeit ist i. S. R O H D E N B U R G S (1971) eine A k t i v i t ä t s z e i t , die durch eine kurzzeiti- ge, jedoch extreme Zunahme der N i e d e r s c h l ä g e bedingt wird.

Zwischen etwa 12 000 und 10 000 B.P. wird aufgrund der 1 4C - D a t e n und der stratigraphischen und pedologischen Befunde mit einer Phase der Bodenbil- dung (fBo2-Boden) gerechnet. Die morphologischen Prozesse, die f ü r die M Ii-Zeit charakteristisch gewesen sind, kommen zum Erliegen.

Die zweite Phase morphologischer A k t i v i t ä t läßt sich zwischen ca. 10 0 0 0 und 8 5 0 0 B.P. nachweisen. In dieser Zeit erfolgen die beiden G l e t s c h e r v o r s t ö ß e M III 1 und M III 2 sowie die Gletscherschwankung M III 3 (Fig. 1). Wie f ü r die M Ii-Zeit so sind auch f ü r die M HI-Zeit intensive Abtragung, Umlagerung und Akkumulation nachzuweisen. Diese Morphodynamik ist in der Gegenwart in keiner H ö h e n s t u f e mehr anzutreffen.

Aufgrund morphologischer und pollenanalytischer Befunde wird die Pleisto- z ä n / H o l o z ä n - G r e n z e zwischen 9 0 0 0 und 8 5 0 0 B.P. angesetzt ( H E I N E U .

O H N G E M A C H 1 9 7 6 ; O H N G E M A C H U . S T R A K A 1978).

1.5 Das H o l o z ä n

Zwischen etwa 8 5 0 0 und 5 0 0 0 B.P. wird der fBo3-Boden gebildet, der an den V u l k a n h ä n g e n in H ö h e n von 2 8 0 0 bis 4 2 0 0 m als Andosol, an den unteren V u l k a n h ä n g e n und in den Beckenlandschaften als Barro-Boden ausgebildet ist. Im Bereich der Sierren aus Kalkgesteinen entwickelt sich in der fBo3-Zeit ein vertisolartiger Boden mit oft recht m ä c h t i g e m CaC0³-Anreicherungs- horizont (Caliche). Hinweise auf nennenswerte morphologische V o r g ä n g e sind nicht vorhanden.

Zwischen 5 0 0 0 und 3 0 0 0 B.P. setzt sich vermutlich die P a s s i v i t ä t s z e i t fort, denn i n den S e d i m e n t a t i o n s r ä u m e n der Hochbecken findet man keine Spuren der Hangabtragung und Akkumulation. Vermutlich verhindert die n a t ü r l i c h e Vegetation die Abtragung.

Seit etwa 3 0 0 0 Jahren werden die geomorphodynamischen Prozesse stark durch die A k t i v i t ä t e n des wirtschaftenden Menschen im Untersuchungsgebiet bestimmt; d a r ü b e r habe ich bereits berichtet ( H E I N E 1976 a, 1978 b). Einige charakteristische Profile der h o l o z ä n e n Beckensedimente sind in Abb. 4 dar- gestellt; sie zeigen die alt- bis m i t t e l h o l o z ä n e fBo3-Bodenbildung; limnische bzw. fluviale Sedimente mit einem Alter von ca. 3 0 0 0 — 2 0 0 0 B.P. liegen h ä u - fig auf dem fBo3-Boden. Verschiedene anthropogen bedingte Erosions- und Akkumulationsphasen sind f ü r das J u n g h o l o z ä n typisch (ca. 7 0 0 v. Chr. bis

100 n. Chr. und ab ca. 7 0 0 n. Chr. bis zur Gegenwart; H E I N E 1 9 7 6 a).

1.6 Q u a r t ä r e Pluvialzeiten und klimamorphologischer Formenwandel in Zentralmexiko

Die j u n g q u a r t ä r e Klimaentwicklung ist in Abb. 5 dargestellt. Die M I-Verglet- scherungsphase zeigt ein k ü h l e r e s und feuchteres K l i m a als heute; die geo- morphologischen Befunde werden nun auch von pollenanalytischen Ergebnis- sen g e s t ü t z t ( O H N G E M A C H U . S T R A K A 1978). Die M I-Zeit darf als Pluvialzeit angesehen werden, die gleichzeitig auch A k t i v i t ä t s z e i t i. S. R O H D E N B U R Gs

Niederung zwischen

Tepeaca und Amozoc Valsequillo

Moder no-Kera mi k {nach 1519 A . D.)

äolische s a n d i g e D e c k s c h i c h t Tlaxcala-Keramik

f A h , (1100-1519 A . D . ) Ton und Schluff geschichtet f A h , kolluvial

A h

Z^==r=^~=- s a n d i g - schlurfige geschichtete Sedimente

^^^m^mm^Mis A}>. Dilmar I i ~ssz : v r ~ ~:

^ — sandig-schluffige geschichtete Sedimente f A h , kolluvial

T e z o q u / p a n - K e r a m i k .

f A h , kolluvial abgerollt f A h

S c h l u f f , v e r h ä r t e t yjuJk^niscJ^eLS^nd_

feingeschichtete ~ \ timnische S c h l u f f e \ fluviale S a n d e u n d Kiese ? T e z o q u i p a n - K e r a m i k

( 3 0 0 v . C h r . - 1 0 0 n . Chr.) feingeschichtete t o n i g - schluffige limnische

f A h , kolluvial

S a n d und Schluff, geschichtet

f A h ( f B o 3 ) S e d i m e n t e

f A h . kolluvial

^ 2 8 8 0 U 5 j H v S a n d , fluvial (MIV)

f A h ( f 8 o 3 )

6 e c e r r a ( ? J j u n g p l e i s t o z ä n e

fluviale Schotter m e s o z o i s c h e Kalke, s c h r ä g g e s t e l l t

Boden, igelagert

Abb. 4: Charakteristische H o l o z ä n - P r o f i l e aus der Niederung bei Tepeaea-Amozoc und westlich des Valsequillo-Stau- sees

O l

(1971) gewesen ist. Nach der M I-Zeit und vor ca. 25 000 B.P. liegt eine relativ warme Phase mit Temperaturen, die den heutigen in etwa entsprochen haben;

die N i e d e r s c h l ä g e sind vermutlich zuerst etwas geringer als heute, nach ca.

30 000 B.P. mit den rezenten vergleichbar. A b ca. 25 000 B.P. wird es k ü h l e r und feuchter. W ä h r e n d die A b k ü h l u n g ihr Maximum erst um oder nach etwa 17 000 B.P. erreicht, scheint der Niederschlag schon vor ca. 20 000 B.P. wieder abzunehmen, um nach ca. 17 000 B.P. sein Minimum zu erlangen. Die Zeit zwischen ca. 17 000 und 12 500 B.P. ist relativ trocken und k ü h l . Vermutlich ab ca. 15 000 B.P. nehmen die Temperaturen bereits wieder langsam zu. Eine Zunahme der N i e d e r s c h l ä g e setzt sehr p l ö t z l i c h — jedoch nur f ü r eine sehr kurze Zeit — ein und führt zur M II-Vergletscherungsphase. Diese Zeit l ä ß t sich palynologisch bisher nicht fassen. Vielleicht liegt die Ursache d a f ü r in der extrem kurzen Dauer der pluvialen M Ii-Phase. W ä h r e n d die Temperaturen zwischen ca. 12 000 und 8 500 B.P. ansteigen, ohne d a ß aus den morpho- logischen, pedologischen und palynologischen Befunden auf s t ä r k e r e Tempe- raturschwankungen geschlossen werden k ö n n t e (vergleichbar mit Ä l t e r e r und J ü n g e r e r Dryaszeit), l ä ß t die Entwicklung der N i e d e r s c h l a g s v e r h ä l t n i s s e zwi- schen ca. 10 000 und 8 500 B.P. eine zweite, jedoch l ä n g e r e und in sich unter- teilte s p ä t g l a z i a l e Pluvialphase erkennen (M III). Im H o l o z ä n ist es zwischen etwa 8 000 und 5 000 B.P. etwas w ä r m e r als heute, die N i e d e r s c h l ä g e gleichen den rezenten. Zwischen 3 000 und 2 000 B.P. wird es zeitweise etwas feuchter, ebenso w ä h r e n d der Kleinen Eiszeit. Mit diesen j u n g h o l o z ä n e n Niederschlags- schwankungen geht vermutlich auch eine geringe Temperaturabnahme einher ( K L A U S 1973).

Aus dieser skizzierten Klimaentwicklung geht hervor, d a ß die j u n g q u a r t ä r e n Pluvialzeiten nicht durch eine horizontale und/oder vertikale Verschiebung der rezenten Klimazonen bzw. klimatischen H ö h e n s t u f e n zu e r k l ä r e n sind.

Deshalb k ö n n e n die Morphodynamik und die Morphogenese der betreffenden Zeitabschnitte nicht durch einen unmittelbaren Vergleich mit benachbarten Klimazonen und/oder H ö h e n s t u f e n erarbeitet werden. Die j u n g q u a r t ä r e Klimaentwicklung und besonders die Pluvialzeiten verursachen Prozesse und damit O b e r f l ä c h e n f o r m e n , die in Raum und Zeit ä u ß e r s t stark differenziert sind (Abb. 5). Jeder durch bestimmte Temperatur- und N i e d e r s c h l a g s v e r h ä l t - nisse gekennzeichnete Zeitabschnitt des J u n g q u a r t ä r s zeigt einen eigenen planetarischen und hypsometrischen klimamorphologischen Formenwandel in Zentralmexiko; die r ä u m l i c h e Aufeinanderfolge des Formenschatzes in der Horizontalen und Vertikalen wird durch einen zeitlichen Formenwechsel des jeweils betrachteten Gebietes e r g ä n z t . Der zeitliche Formenwandel resultiert nicht aus der Verschiebung der Klimazonen und/oder H ö h e n s t u f e n . Die geo- morphodynamisch besonders wirksamen Pluvialphasen (M I, M II, M III) sind weder durch eine s ü d w ä r t i g e Verlagerung der a u ß e r t r o p i s c h e n Westwindzone noch durch eine n o r d w ä r t i g e Verschiebung der ITC zu e r k l ä r e n ; sie haben ihre Ursachen in den Z i r k u l a t i o n s v e r h ä l t n i s s e n zwischen dem eigentlichen Hoch- glazial und dem postglazialen Klimaoptimum. (Die M I-Pluvialphase liegt am Ü b e r g a n g zum i n n e r w ü r m z e i t l i c h e n Interstadial).

HumkJittt Höhein 5000-

IT * -

4 0 0 0- j j \ A. A.A.8 A. A. A.

• • • • • • * . •

l e 17 18 19 2b 21 22 23 24 25 26 36 x 1 03a B P

~~1 2 3 4 5 5 5 8 9 10 11 12 13 *w JW * ,w

V

Schneegrenze der Zacatonales % Waldgrenze JTalgletscher ; Blockgletscher Sporen j s^SSi^n^ntnö J V" ^B" *en und T ä k , r n S S Gelisolifluktion

• * ,. • , ,.hmniache . x aolische Abtragung, ^L X * -akkumulation .periglaziale'Höhenstufe / / ( ,.v Schwemmf acher- • . *

(Schutthalden, Murgange, bildung (zeitlich J«rnniache Ä M i s c h e Abtragung.

Waseerrinnen, Solifluktion)

7/

^!

f2l

vgl. HEINE 1977a*b M Ausgang von Schluchten ^{i n B} ^ T 7 .tobe"-Sedimentbildung Andosoi- bildung

1- (und - Vertisol-) bildung

< Bodenerosion i. w. S.,

; anthropogen ausgelöst I (vgl. HEINE 1976 a)

Abb. 5: Schema des klimamorphologischen Formenwandels in Raum und Zeit f ü r zentralmexikanische Vulkanlandschaften

Eine Sonderstellung nimmt der klimamorphologische Formenwandel in der Zeit von ca. 3 0 0 0 B.P. bis heute ein, denn Morphodynamik und Morphogenese dieses Zeitabschnitts werden besonders stark vom Menschen g e p r ä g t ; diese Feststellung gilt jedoch nicht f ü r die Vulkangebirge oberhalb rund 3 0 0 0 m H ö h e . Somit k ö n n e n wir zwar die Gegenwart mit der f B o l - Z e i t vergleichen b e z ü g l i c h der K l i m a v e r h ä l t n i s s e , doch Morphodynamik und Morphogenese sind nur in den H ö h e n s t u f e n vergleichbar, die vom Menschen wenig ö k o l o - gisch v e r ä n d e r t wurden, n ä m l i c h die G e b i r g s w ä l d e r in 3 0 0 0 — 4 0 0 0 m H ö h e , die Zacatonales (Horstgras-Fluren) in 4 0 0 0 — 4 4 0 0 m H ö h e und die subniva- len und nivalen Stufen oberhalb 4 4 0 0 m H ö h e . (Waldweide, Erosionsverbau- ungen, Holzeinschlag etc. bewirken z. T. auch hier schon erhebliche Eingriffe in den Naturhaushalt).

2. D i e K a l a h a r i 2.1 E i n f ü h r u n g

Das hier betrachtete Untersuchungsgebiet der Kalahari liegt auf einem Pla- teau zwischen ca. 9 0 0 und 1 100 m H ö h e in Botswana, dem ö s t l i c h e n S W A und der n ö r d l i c h e n Kapprovinz. Es erstreckt sich vom O k a v a n g o - F l u ß im Norden bis nahe an den O r a n j e - F l u ß im S ü d e n . Das Relief ist flach oder leicht h ü g e - lig; im S ü d w e s t e n bestimmen S a n d d ü n e n den Landschaftscharakter. Die eigentliche Kalahari ist ein mit t e r t i ä r e n und q u a r t ä r e n Sanden g e f ü l l t e s Becken.

Die ersten Ergebnisse meiner Untersuchungen zur j u n g q u a r t ä r e n Klimage- schichte der Kalahari sind v e r ö f f e n t l i c h t ( H E I N E 1978 c, 1978 d). Wurde für Zentralmexiko ein hypsometrischer Formenwandel in A b h ä n g i g k e i t von jung- q u a r t ä r e n Pluvialzeiten vorgestellt, so soll nun versucht werden, die jung- q u a r t ä r e n Pluvialzeiten der Kalahari mit einem planetarischen Formenwandel in Verbindung zu bringen.

2.2 Hinweise auf Klimaschwankungen

Aus dem Ngami-Makarikari-Gebiet (Abb. 6) liegen viele Beobachtungen ü b e r Zeugen von Klimaschwankungen vor. Besonders a u f f ä l l i g sind verschiedene, alte Strandlinien; die Strandlinie I befindet sich in etwa 9 4 5 m H ö h e ( G R E Y U.

C O O K E 1977); sie r e p r ä s e n t i e r t einen Pluvialsee, der vermutlich die Makarika- ri-Pfannen, den Ngami-See und die Mababe-Senke zu einem etwa 60 0 0 0 k m² g r o ß e n See vereinigte. Die Strandlinien II v e r k ö r p e r n weniger ausgedehnte Pluvialseen im Ngami- und Makarikari-Gebiet.

Abb. 6: Morphologische Skizze des Ngami-Makarikari-Gebietes, Kalahari

Aus den Datierungen von Mollusken und limnischen Ablagerungen ( H E I N E 1978 c, 1978 d) geht hervor, d a ß die Zeit vor ü b e r 30 000 bis ca. 19 000 B.P.

vorwiegend feucht ist und als Pluvialzeit angesehen werden darf. Sedimento- logische und stratigraphische Befunde weisen nicht auf g r ö ß e r e Schwankun- gen (Austrocknung) des i n n e r w ü r m z e i t l i c h e n Pluvialsees hin. Die Verbreitung der limnischen Sedimente aus der Zeit zwischen ca. 30 000 und 19 000 B.P.

auch zwischen den Ngami- und Makarikari-Pfannen s t ü t z t die Vermutung, d a ß die Strandlinie I den i n n e r w ü r m z e i t l i c h e n Pluvialsee markiert. Im Pas- sarge-, Deception- und anderen T ä l e r n sind ebenfalls die Spuren pluvialer Bedingungen nachzuweisen; die T ä l e r sind auf das Niveau des g r o ß e n Pluvial- sees (Strandlinie I) ausgerichtet; Passarge- und Deception-Tal enden an der Strandlinie I. Auch C O O K E (1975) kann im westlichen Ngamiland am K w i h a - be-Tal eine extrem feuchte Periode belegen, die der H ö h l e n s i n t e r b i l d u n g (ca.

17 500 bis 14 000 B.P.) vorangegangen ist; in dieser extrem feuchten Periode werden Kalkkrusten erodiert, die auf >45 000 B.P. datiert wurden, und in H ö h l e n teilweise die Sinterbildungen, die ein Alter von ca. 30 000 bis >45 000 B.P. haben ( C O O K E U . V E R H A G E N 1977). Es liegt nahe, diese extrem feuchte Periode ( C O O K E 1975, 1979) mit den von mir datierten limnischen Sedimenten und Mollusken, die einen Pluvialsee zwischen >30 000 und 19 000 B.P. bezeu- gen, zu korrelieren.

Limnische Ablagerungen und Mollusken eines j ü n g e r e n Pluvialsees wurden nur im Bereich der Makarikari-Pfannen gefunden, nicht jedoch im Gebiet a u ß e r h a l b der Strandlinie II; daher wird der auf ca. 12 000 B.P. (und jünger?) datierte Pluvialsee vorerst hypothetisch den Strandlinien II zugeordnet. D a zwischen den ä l t e r e n Seeablagerungen, die im Liegenden der Profile angetrof- fen wurden, und den j ü n g e r e n m o l l u s k e n f ü h r e n d e n Seesedimenten im H a n - genden (ca. 12 000 B.P.) weder Seekreidehorizonte noch Mollusken angetrof- fen wurden, wird eine Austrocknung der Makarikari-Pfannen zwischen ca.

19 000 und 12 500 B.P. angenommen. Nur gelegentlich werden w ä h r e n d dieser hochglazialen relativ ariden Zeit Sedimente von Westen (Okavango) in die Makarikari-Pfannen g e s c h ü t t e t , denn alle Profile zeigen, d a ß zwischen den ca.

30 000—19 000 B.P. alten Sedimenten und den j ü n g e r e n Kalkkrusten mit

1 4C - A l t e r n zwischen rund 13 000 und 9 000 B.P. feingeschichtete, schluffig- sandige, kalkhaltige Ablagerungen hegen, die teilweise d ü n n e Calcrete-La- mellen zeigen und deren M ä c h t i g k e i t von Westen (nahe dem Ort Maun) nach Osten (nahe dem Ort Gweta) von etwa 1—2 m auf wenige Dezimeter abnimmt.

Diese fluvialen hochglazialen Sedimente k ö n n e n beachtliche Anteile ä o l i s c h transportierter S a n d k ö r n e r enthalten; ä o l i s c h e Prozesse und gelegentliche Fluten scheinen für das Hochglazial f ü r das Makarikari-Gebiet charakteri- stisch gewesen zu sein.

Auch die Datierung von H ö h l e n s i n t e r n im Ngamiland durch C O O K E (1975) auf 17 500 bis 14 000 B.P. und das Vorkommen von stark g e b ä n d e r t e n Stromatoli- ten in der Urwi-Pfanne in West-Botswana, die L A N C A S T E R (1979) auf rund

16 0 0 0 B.P. datieren konnte, b e s t ä t i g e n meine Beobachtungen aus dem M a k a - rikari-Ngami-Gebiet, d a ß n ä m l i c h die hochglaziale A r i d i t ä t mit gelegentli- chen Niederschlagsereignissen einherging. Bemerkenswert in diesem Zusam- menhang ist, d a ß das Okwa-Tal sich morphologisch auch im westlichen M a k a - rikari-Becken zwischen der Strandlinie I und II nachweisen l ä ß t (im Gegen- satz zum Passarge- und Deception-Tal), worauf G R E Y U . C O O K E (1977) bereits hingewiesen haben. Das Okwa-Tal hat ein g r o ß e s Einzugsgebiet im S ü d e n . Vermutlich sorgten N i e d e r s c h l ä g e des Typs, die zur Bildung der Stromatoliten g e f ü h r t haben, auch für gelegentliche W a s s e r f ü h r u n g im Okwa-Tal. D a die n ö r d l i c h des O k w a - F l u ß s y s t e m s gelegenen T ä l e r nicht mehr die Makarikari- Strandlinie II erreichen, kann vermutet werden, d a ß diese N i e d e r s c h l ä g e vom Makarikari-Gebiet nach S ü d e n an I n t e n s i t ä t zunehmen.

A u c h aus der S ü d k a l a h a r i liegen Hinweise auf Klimaschwankungen vor ( H E I N E 1978 c, 1978 d). A u f Einzelheiten kann ich hier nicht eingehen. W ä h - rend des Hochglazials werden in den T ä l e r n des Molopo, des Kuruman, des Auob und des Nossob fluviale Sande und Kiese abgelagert, die eine reiche Molluskenfauna im Molopo-Tal enthalten; S ü ß w a s s e r m u s c h e l n und -schnek- ken ergaben 1 4C - A l t e r zwischen .15 6 0 0 und 12 5 0 0 B.P. Dieser eindeutige Nachweis pluvialer Bedingungen in der S ü d k a l a h a r i l ä ß t sich geomorpholo- gisch-sedimentologisch bis etwa 2 5 ° S in den T ä l e r n von Auob und Nossob belegen.

2.3 Q u a r t ä r e Pluvialzeiten und khmamorphologischer Formenwandel in der Kalahari

Wurde f ü r Zentralmexiko ein hypsometrischer Formenwandel in A b h ä n g i g - keit von j u n g q u a r t ä r e n Pluvialzeiten vorgestellt, so soll in Abb. 7 versucht werden, die j u n g q u a r t ä r e n Pluvialzeiten der Kalahari mit einem planetari- schen Formenwandel in Verbindung zu bringen. B e r ü c k s i c h t i g t werden in dem Schema neben den eigenen Ergebnissen u. a. die Resultate von C O O K E ( 1 9 7 5 , 1979); C O O K E U . V E R H A G E N (1977); G R E Y U . C O O K E (1977) und L A N C A S T E R (1979).

Im s ü d l i c h e n Afrika weisen die morphodynamischen Prozesse des Jungquar- t ä r s markante r ä u m l i c h e und zeitliche V e r ä n d e r u n g e n auf, die sich nicht allein durch eine Verschiebung der rezenten Klimazonen mit der ihnen eige- nen Morphodynamik e r k l ä r e n lassen. Wie in Mexiko m ü s s e n auch in der Kalahari Zeiten vorgekommen sein, die durch besondere Temperatur- und N i e d e r s c h l a g s v e r h ä l t n i s s e gekennzeichnet waren.

In der Kalahari ist das i n n e r w ü r m z e i t ü c h e Interstadial im n ö r d l i c h e n A r - beitsgebiet relativ feucht; aufgrund palynologischer Befunde aus dem s ü d l i - chen Afrika ( V A N Z I N D E R E N B A K K E R 1976) wird mit relativ warmen Tempera-

turen zwischen ca. 30 000 und 25 000 B.P. gerechnet; ab 25 000 B.P. wird es k ü h l e r . Erst nach ca. 19 000 B.P. nehmen die N i e d e r s c h l ä g e im Norden ab. Die Zeit zwischen ca. 19 000 und 12 500 B.P. wird in der Nordkalahari durch k ü h l e und trockene Klimabedingungen charakterisiert; diese hochglaziale Periode weist in der S ü d k a l a h a r i besonders feuchte und k ü h l e V e r h ä l t n i s s e auf, die n o r d w ä r t s bis etwa 25° S reichen. Gelegentlich m ü s s e n aber auch im Hochglazial (ca. 17 000—14 000 B.P.) s t ä r k e r e episodische N i e d e r s c h l ä g e (ek- tropische Winterregen?) die Gebiete der Kalahari zwischen 25° und 2 0 — 1 8 ° S erreicht haben; diese N i e d e r s c h l ä g e f ü h r t e n nicht zur Bildung g r ö ß e r e r P l u - vialseen in den Makarikari-Pfarmen. U m 12 000 B.P. werden erneut Pluvial- seen im Ngami- und Makarikari-Gebiet gebildet; in der S ü d k a l a h a r i wird es trockener und vermutlich auch w ä r m e r . Ü b e r die a l t h o l o z ä n e n Klimabedin- gungen k ö n n e n bisher keine durch absolute Datierungen gesicherte Angaben gemacht werden. F ü r den n ö r d l i c h e n Bereich (Abb. 7) sind Schwankungen in H u m i d i t ä t und A r i d i t ä t vermerkt, deren exakte Datierung noch aussteht. In j ü n g s t e r Zeit wird durch menschlichen E i n f l u ß das morphodynamische Ge- f ü g e stark v e r ä n d e r t ; im Norden und im S ü d e n setzt infolge der Landnutzung (vorwiegend Weidewirtschaft) eine ä o l i s c h e Abtragung und Umlagerung ein, w ä h r e n d im Bereich dazwischen als Folge weitgehender Vernichtung der g r o ß e n Wildtierherden und Verhinderung der ausgedehnten Wanderungen zwischen Auob-Nossob und Ngami-Makarikari-Gebiet bei gleichzeitiger ge- ringer viehwirtschaftlicher Nutzung die Pfannenbildung zum Stillstand kommt. Dadurch wird — anthropogen bedingt — im mittleren Untersu- chungsgebiet eine feuchtere, im n ö r d l i c h e n und s ü d l i c h e n Arbeitsgebiet eine aridere Morphodynamik v o r g e t ä u s c h t .

3. S c h l u ß f o l g e r u n g e n

Aus den Beobachtungen und Untersuchungen zum klimamorphologischen Formenwandel in Raum und Zeit in Zentralmexiko und in der Kalahari folgt:

(1) W ä h r e n d verschiedener Abschnitte des J u n g q u a r t ä r s ist der hypsometri- sche und planetarische Formenwandel nicht mit dem rezenten morphologi- schen Formenwandel vergleichbar.

(2) Diese Unterschiede lassen sich nicht allein durch eine vertikale Verschie- bung der H ö h e n s t u f e n bzw. horizontale Verschiebung der K l i m a - und L a n d - schaftszonen e r k l ä r e n .

(3) Die Korrelation bestimmter Klimazeugen (z. B. M o r ä n e n , Pluvialsee-Se- dimente etc.) erscheint nur sinnvoll, wenn deren Datierung, d. h. chronostrati- graphische Einordnung, gesichert ist.

(4) E i n Vergleich der geomorphodynamischen Prozesse und P r o z e ß k o m b i n a -

2 2 ° - ^

2 3 ° -

2 4 °

2 5 ° - E

|? Pfannenbildung (innere Düne) 5 | ^ episodische ; Pfannenbildung

durch Tiere A c '• Niederschläge (äußere Düne)

ä o l i s c h e M o r p h o d ^ n a^ I T H ^ ^ ^ ^ *OSS'LEN ^A'NETZE

. D ü n e n IV • . episodisch Deflation m Pfannen fluviale Prozesse

2 7 ° -3

f ' i i 1

| (Perennierende Gewässer j(T1-Terrasse)

\ Akkumulation in Tälern,

Dünen III Weiterbildung der Longitudmaldünen,.

I Höhlensinter

> 4 5 0 0 0 a B P f v V W W W W V V V N A

Calcrete II -

Calcrete 2

- i f "r 1—r—"1 1 i 1 ">

T 2-Terrasse

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 2 3 2 4 2 5 26 27 2 8 29 30 31 3 2 a x 1 0³

Abb. 7: Schema des klimamorphologischen Formenwandels in Raum und Zeit für die Kalahari ^{O l} CO

tionen der Gegenwart mit denen sog. Interglazial- bzw. Interstadialzeiten (z. B . i n n e r w ü r m z e i t l i c h e s Interstadial) erscheint nicht m ö g l i c h .

(5) Die m i t t e l h o l o z ä n e n , vor allem aber die j u n g h o l o z ä n e n morphologischen Prozesse k ö n n e n ä u ß e r s t stark anthropogen b e e i n f l u ß t sein.

(6) 18 000 B . P . wird als der H ö h e p u n k t der letzten Eiszeit angesehen und vielfach als zeitlicher Bezugspunkt benutzt (vgl. CLIMAP-Projekt). Die Befunde aus den Randtropen werfen die Frage auf, ob dieses Datum auch sinnvoll f ü r subtropische und tropische Gebiete verwendet werden kann.

Ich danke der Deutschen Forschungsgemeinschaft f ü r mehrere Reise- und Sachbeihilfen, Herrn Professor D r . M . A . G E Y H f ü r zahlreiche ^ - A l t e r s b e - stimmungen, Herrn Professor D r . R. H U C K R I E D E f ü r Bestimmungen von M o l - lusken, Herrn Professor D r . E . M . V A N Z I N D E R E N B A K K E R und F r a u D r . J . A . C O E T Z E E f ü r die Ausrichtung einer Kalahari-Expedition und viele Diskussio- nen, F r a u E . M A R C H A L f ü r Laboranalysen und meiner F r a u f ü r vielfache Hilfe im G e l ä n d e und zu Hause.

L i t e r a t u r

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