Als Atlantikum wird eine zeitlich nur unscharf zwischen ca. 8000 v. Chr. und 4000 v. Chr. in Nordeuropa zu fassende Klimastufe bezeichnet, die den Pollenzonen VI und VII entspricht. Die wärmste und feuchteste Periode dieser Blytt-Sernander-Sequenz umfasst auch das „Holozäne Optimum“. Die Chronologie differiert nach Wissenschaftsgebiet, Bearbeitungsstand und räumlichem Geltungsbereich teilweise erheblich (siehe auch nebenstehende grafische Zusammenschau). Der Symbolschlüssel in der Geologie für die Periode lautet: qhat. In der internationalen Fachliteratur wird das Atlantikum auch als Holocene Thermal Maximum (HTM) beziehungsweise als Holocene Climatic Optimum bezeichnet. Das Atlantikum folgt auf das Boreal und wird seinerseits vom Subboreal abgelöst.
Definition Der Begriff Atlantikum wurde 1876 von Axel Gudbrand Blytt in die wissenschaftliche Literatur eingeführt. Er unterschied das Atlantikum mit atlantischem, also ozeanischem Klima vom wesentlich kühleren, vorausgehenden Boreal.
Stratigraphie und Datierung Das Atlantikum wurde von Franz Firbas in ein Älteres Atlantikum, seine Pollenzone VI, und ein Jüngeres Atlantikum, seine Pollenzone VII, unterteilt. Die Grenze zwischen beiden ergibt sich aus dem Kälterückfall bei 6200 vuZ, von englischsprachigen Geologen "8.2 BP event" benannt.
Die Grenzen des Atlantikums zu den anderen Stufen sind relativ unscharf. Sein Beginn wird gewöhnlich mit 7270 Jahren v. Chr. festgelegt. Dem eigentlichen Atlantikum wird oft ein so genanntes Präatlantikum oder Frühes Atlantikum vorangesetzt, dessen Untergrenze bei 8040 v. Chr. und dessen Obergrenze bei 6200 v. Chr. liegt. Für den Beginn des Atlantikums bietet sich auch der markante Kälterückfall bei 6200 v. Chr. an. Kul'kova und andere definieren das Atlantikum als die Zeitspanne von 8000 bis 5000 BP und unterteilen es anhand von Seewasserständen in drei Stufen (von jung nach alt):
Spätes Atlantikum AT3 – 6500 bis 5700 Jahre BP – erneut ansteigende Wasserstände – erneuter leichter Temperaturanstieg Mittleres Atlantikum AT2 – 7000 bis 6500 Jahre BP – relativ niedriger Wasserstand – allmählicher Temperaturrückgang Frühes Atlantikum AT1 – 8000 bis 7000 Jahre BP – hoher Wasserstand – Temperaturoptimum Beim Späten Atlantikum scheiden sie ferner zwei Unterstufen aus:
Spätes Atlantikum I – 6500 bis 6000 Jahre BP Spätes Atlantikum II – 6000 bis 5700 Jahre BP
Auch für das Ende des Atlantikums ist es schwierig, eine klar gezogene Obergrenze zu finden. Gewöhnlich wird 3710 v. Chr. angegeben, manche Autoren sehen auch den nach 4800 v. Chr. erfolgenden Temperaturrückgang als signifikant an. Die Biostratigraphie bedient sich des Ulmenrückgangs, der jedoch diachron zwischen 4300 und 3100 v. Chr. erfolgte.
Zeitliche Einordnung
Bemerkung: Nur die mit einer schwarzen Trennlinie markierten Grenzen sind mehr oder weniger exakt; sie basieren auf Jahresschichten in Seesedimenten in Nord-Zentral-Europa und gelten streng genommen nur für die Klimastufen. Die anderen Grenzen sind unsicher und nicht starr festgelegt. Insbesondere die Grenze zwischen Mittel- und Jungholozän ist sehr variabel. Bei den Kulturstufen ist die regional unterschiedliche Entwicklung zu beachten.
Globale Aspekte In der Paläoklimatologie bezeichnet der Begriff eine Blytt-Sernander-Klimastufe des Holozäns. Hier hält die Diskussion über Höhe und Abfolge der holozänen Temperaturschwankungen unvermindert an. Die Sahara zeigte zum Höhepunkt des Atlantikums wegen des feuchteren Klimas und des erhöhten Monsunregens ein reiches Tier- und Pflanzenleben,St. Kröpelin, R. Kuper: Holozäner Klimawandel und Besiedelungsgeschichte der östlichen Sahara. In: Geographische Rundschau. 59-4, 2007, S. 22–29. während sie in der heutigen Erwärmungsperiode eher trockener zu werden scheint (siehe auch Neolithisches Subpluvial).
Temperaturentwicklung mini|hochkant=1.8|Rekonstruktion des Temperaturverlaufs der Erde während der letzten 12.000 Jahre Die Temperaturen im Älteren Atlantikum vor 7600 Jahren BP lagen auf globaler Ebene etwa unter den Werten des bisherigen 21. Jahrhunderts. Die Warmphasen der Zeit waren regional und zeitlich sehr unterschiedlich ausgeprägt. Synthesen zahlreicher Klimaproxys deuten darauf hin, dass die bislang wärmste 200-Jahresperiode des Holozän in den Zeitraum 5000–4000 v. Chr. fiel und nördlich 30° Breite besonders ausgeprägt war. Sie war in etwa 0,2 bis 1,0 °C wärmer als der Zeitraum von 1850 bis 1900. Ab dem Mittleren und Späteren Atlantikum begann durch den langperiodischen Einfluss der Milanković-Zyklen ein allmählicher, bis nahe an die Gegenwart reichender Temperaturrückgang von durchschnittlich etwa 0,1 °C pro Jahrtausend, der erst im Laufe des 20. Jahrhunderts durch die anthropogen bedingte Erwärmung zunehmend kompensiert wurde. Die globale Durchschnittstemperatur der 2010er Jahre lag wahrscheinlich über der des holozänen Optimums; wegen der anhaltenden globalen Erwärmung werden dieses und auch die kommenden Jahrhunderte wärmer ausfallen.
Meeresspiegel mini|hochkant=1.2|Der postglaziale Meeresspiegelanstieg Die höheren Temperaturen führten zum starken Rückgang der Gletscher. Das Abschmelzen besonders der nordamerikanischen Gletscher führte zu einem Anstieg des Meeresspiegels. Dies wiederum hatte vermutlich ca. 6700 v. Chr. den Überlauf des Mittelmeers in das vorher (120 Meter?) tiefer gelegene Schwarze Meer (siehe Diskussion dort) zur Folge. In den Alpen schmolzen die Gletscher ca. 7000 v. Chr. sehr stark zurück, mit einem Wiedervorstoß ab ca. 4700 v. Chr.Kurt Nicolussi: Umwelt- und Klimaentwicklung nach der Eiszeit. In: Archäologie in Deutschland. Heft 4, 2008, S. 22ff. Der Meeresspiegelanstieg des Boreals setzte sich auch im Älteren Atlantikum weiter fort. Zu Beginn des Atlantikums lag der Meeresspiegel noch etwa 30 Meter unter dem heutigen Niveau. Die Anstiegsrate betrug für das Ältere Atlantikum rund 1,5 Meter/Jahrhundert. Vor etwa 7000 Jahren BP schwächte sich der Anstieg ab und so befand sich am Ende des Atlantikums der Meeresspiegel bei 2 Meter unter heutigem NN. Die Anstiegsrate im Jüngeren Atlantikum betrug nur noch 3 Zentimeter/Jahrhundert.
Ostseeraum Im Raum der heutigen Ostsee entstand kurz vor Beginn des Atlantikums um 7500 v. Chr. der Ancylussee, der durch isostatische Landhebung aus dem Yoldia-Meer hervorgegangen war. Das Niveau des Ancylussees lag etwas oberhalb des damaligen Meeresspiegels der Nordsee. Zwischen 6500 und 6000 v. Chr. wurde die Landbrücke zwischen Dänemark und Schweden durchbrochen, es bildete sich das Littorinameer. Diese marine Inkursion bewirkte im Ostseeraum einen Meeresspiegelanstieg um 15 Meter.
Nordseeraum Die vor Beginn des Atlantikums um 9000 v. Chr. einsetzende Flandrische Transgression ließ den Meeresspiegel der Nordsee rasch ansteigen. Er erreichte um 6600 v. Chr. 45 Meter unter NN und um 5100 v. Chr. bereits 15 Meter unter NN. Danach kam es gegen Ende des Atlantikums zu einem Meeresspiegelrückgang bzw. -stillstand im Nordseeraum.
Nordwesteuropäische Aspekte Generell ist eine Verknüpfung des holozänen Wärmeoptimums mit paläobotanischen Untergliederungen, die allgemeinJörg F. W. Negendank: The holocene: consideration with regard to its climate and climate archives. In: H. Fischer, Th. Kumke, G. Lohmann, G. Flöser, H. Miller, H. von Storch, J. F. W. Negendank (Hrsg.): The climate in historical times. Towards a Synthesis of Holocene Proxy Data and Climate Models. Springer, Berlin 2004. nach FirbasFranz Firbas: Spät- und nacheiszeitliche Waldgeschichte Mitteleuropas nördlich der Alpen. Zwei Bände. Fischer, Jena 1949, 1952. (1949) definiert werden, problematisch. B. Frenzel (1993) bestreitet sogar, dass sich das Klima des Holozäns aus der Vegetation ablesen lasse, da der Mensch bereits frühzeitig und nachhaltig in diese eingegriffen habe:B. Frenzel: Ökologische Konsequenzen der Entwicklung vom Wald zum Forst in Mitteleuropa. In: Probleme der Umweltforschung in historischer Sicht. Bayrische Akad. d. Wissenschaften, München 1993, S. 141–159.A. J. Kalis, J. Merkt, J. Wunderlich: Environmental changes during the Holocene climatic optimum in central Europe - human impact and natural causes. In: Quaternary Science Reviews 22, 2003, S. 33–79.
Der Beginn des Atlantikums, gleich Beginn der Pollenzone VI nach Firbas, ist in diesem Sinne definiert durch die Wiedereinwanderung von Eichen und Erlen in den bis dahin herrschenden Kiefern-(Birken)wald. Dies geschah nördlich der Alpen ab dem 8. – 7. Jahrtausend v. Chr. Da die Wiedereinwanderung der verschiedenen Baumarten von Süden nach Norden erfolgte, ergeben sich in dieser Beziehung auch unterschiedliche Chronologien zwischen Süden und Norden, sowie günstigen und ungünstigen Standorten.
Das Atlantikum endet nach Firbas mit dem Ende seines zweiten Abschnitts, der Pollenzone VII, definiert durch zwei Ulmenrückgänge im 4. Jahrtausend v. Chr. Da nicht nur dieser Rückgang heute überwiegend auf anthropogenen Einfluss (verstärkte Schneitelung führt zu Splintkäfer- und Pilzbefall, vgl. Küster 2003:83Hansjörg Küster: Geschichte des Waldes - Von der Urzeit bis zur Gegenwart. Beck, München 2003.) zurückgeführt werden muss, hat auch diese Einteilung keinen Bezug zu einem definierten Ende eines „Klimaoptimums“.
Klimaverlauf mini|Karte der Vergletscherung am Lake Agassiz und Lake Ojibway ca. 7900 BP. Teller and Leverington, 2004 (U.S. Geological Survey) mini|hochkant=1.5|Rekonstruierte grönländische Temperaturkurve.vgl. Vermutlich war das Klima in Nordeuropa nicht nur wärmer (bis zu 2,5 °C) als am Ende des 20. Jahrhunderts, sondern auch feuchter.
Wegen eines zumindest für die nördliche Hemisphäre allgemein anerkannten scharfen Kälterückfalls zwischen 6300 und 6100 v. Chr. (im Alpenraum Misox-Schwankung; international „8.2 kiloyear event“)R. B. Alley: GISP2 Ice Core Temperature and Accumulation Data. IGBP PAGES/World Data Center for Paleoclimatology Data Contribution Series #2004-013. NOAA/NGDC Paleoclimatology Program, Boulder CO, USA, 2004. rechnen manche die Zeit davor noch zur Frühwärmezeit (Boreal), andere setzen ein „frühes“ Atlantikum an und korrelieren dies mit der Firbas-Pollenzone VI. Generell geben neuere Arbeiten, z. B. an der LMU-München, des Geo-Forschungsinstituts Hannover sowie des Instituts für Waldbau in Göttingen, für das Atlantikum jedoch – nach diesem Einschnitt – etwa 6000 v. Chr. an.
Die Misox-Schwankung folgte zeitlich dem endgültigen Auseinanderbrechen des Laurentischen Eisschildes, welches einen gigantischen Schmelzwasserpuls aus dem Ojibway- und dem Agassizsee in Nordamerika auslöste.Peter Rasmussen, Mikkel Ulfeldt Hede, Nanna Noe-Nygaard, Annemarie L. Clarke, Rolf D. Vinebrooke: Environmental response to the cold climate event 8200 years ago as recorded at Højby Sø, Denmark. Geological Survey of Denmark and Greenland Bulletin, 15, 2008, S. 57–60 (PDF) Die Wassermassen bahnten sich ihren Weg über die Hudson Bay in den Nordatlantik. Der enorme Süßwassereintrag in den Nordatlantik unterband weitgehend die Entstehung von absinkendem höhersalinarem Wasser (Dichteunterschiede), die in hohen Breiten normalerweise infolge des Ausfrierens von Meereis erfolgt. Aufgrund dieser Störung der thermohalinen Zirkulation kam der Wärmetransport in den Nordatlantik über den Golfstrom zum Erliegen. Nachdem die Süßwasserzufuhr nach dem Abschmelzen der Eismassen und dem Auslaufen des Binnensees aufgehört hatte, stellte sich durch erhöhten Salzgehalt die Tiefenwasserbildung der thermohalinen Zirkulation wieder ein.
Vegetationsgeschichtliche Entwicklung