Eem-Warmzeit

Die Eem-Warmzeit ist nach dem Fluss Eem in den Niederlanden benannt. Die Bezeichnung Eem leitet sich vom Lateinischen Hemus ab und wurde urkundlich erstmals im Jahr 777 erwähnt. Andere Bezeichnungen im Niederländischen sind Amer und Hamer.

Das Letzte Interglazial (Englisch Last Interglacial, abgekürzt LIG oder im Englischen oft auch als Eemian bezeichnet) der Eem-Warmzeit mit Baryzentrum bei rund 125.000 Jahren vor heute wurde durch ein geringeres globales Eisvolumen als im jetzigen Holozän gekennzeichnet – gleichzeitig lagen die Temperaturen – und somit auch der Meeresspiegel – etwas höher als heute.^[3] Dies wird als Ergbnis einer verstärkten Forcierung durch Exzentrizität und Präzession angesehen – trotz eines etwas geringeren Kohlendioxidgehalts in der Erdatmosphäre.^[4]

Als eines der wärmsten Interglaziale der letzten 800.000 Jahre und eines der jüngsten Zeitabschnitte mit vergleichbaren klimatischen Gegebenheiten wie heute – insbesondere im Hinblick auf unsere unmittelbare Zukunft mit weiter hochschnellenden Treibhausgaskonzentrationen und fortschreitendem Klimawandel – ist die Eem-Warmzeit geradezu prädestiniert, uns Antworten zu klimatischen Bedingungen höheren Niveaus zu liefern und uns eine Vorstellung von natürlichen Raten und Ausmaßen der klimatischen Variabilität an die Hand zu geben.^[5][6]

Die Bezeichnung „Eem-Warmzeit“ stammt von Pieter Harting und geht auf das Jahr 1874 zurück. Er hatte interglaziale Sedimente nach einem Flusslauf in der Umgebung von Amersfoort in den Niederlanden 1875 damals als Le système Éemien benannt.^[7]

Zunächst wurde der Terminus nur für marine Ablagerungen der letzten Warmzeit in Dänemark, Norddeutschland und den Niederlanden verwendet^[8]. Später wurde er auch auf zeitgleiche terrestrische Ablagerungen ausgedehnt^[9], wobei bereits die Pollenanalyse für die biostratigraphische Einstufung bzw. Korrelation eine entscheidende Rolle spielte.

Gegenwärtig basiert die Palynostratigraphie der Eem-Warmzeit in Deutschland auf verschiedenen Gliederungsvorschlägen je nach regionalen Besonderheiten – in Nordwestdeutschland zunächst Pollenzonen von Willi Selle (1962)^[10] und Karl-Heinz Behre (1962)^[11], später von Burchard Menke und Risto Tynni (1984)^[12]; in Nordostdeutschland von Klaus Erd (1973)^[13] und in Mitteldeutschland von Thomas Litt (1994).^[14]

Die Umgebung von Amersfoort gilt als Typusregion der Eem-Warmzeit. Aus dem Amersfoort-Becken liegen pollenanalytische Untersuchungen von W. H. Zagwijn (1961) vor, die allerdings nicht den Beginn der Eem-Warmzeit erfassen (zur Diskussion über die Stratotyp-Lokalität in Amersfoort siehe Cleveringa et al. 2000^[15]). Als neuer Parastratotyp wurde die Bohrung am Amsterdam-Terminal vorgeschlagen, da dort die Untergrenze der Eem-Warmzeit dokumentiert ist^[16].

Die Eem-Warmzeit ist von allen Interglazialen des Quartärs das vegetationsgeschichtlich am besten dokumentierte. Dennoch sind in ganz Europa nur gegen 40 Fundstellen bekannt, davon 16 im südlichen Mitteleuropa.^[17]

Die Eem-Warmzeit wird im Alpenraum auch als Riß/Würm-Interglazial benannt, da sie die Warmzeit zwischen der Riß- und Würm-Kaltzeit darstellt. Sie entspricht auf den Britischen Inseln der Ipswichian Stage, in der Osteuropäischen Ebene dem Mikulin- oder Mikulino-Interglazial, dem Kaydaky in der Ukraine, in Nordamerika der Sangamonian Stage und in Chile dem Valdivia-Interglazial, wobei jedoch die genaue Datierung in den einzelnen Regionen voneinander abweicht.

Sowohl in Deutschland als auch im angrenzenden nördlichen Mitteleuropa ergibt sich eine erstaunliche Übereinstimmung in den Grundzügen der allgemeinen Waldentwicklung.

Profile mit vollständiger oder nahezu vollständiger Eem-Folge wurden in Deutschland in folgenden Lokalitäten angetroffen:

• Aschenhütte (Niedersachsen)^[18]
• Bispingen, (Niedersachsen),^[19]
• Grabschütz (Sachsen)^[20]
• Gröbern, (Sachsen-Anhalt)^[14]
• Helgoland (Schleswig-Holstein)^[21]
• Hunteburg (Niedersachsen)^[22]
• Husum (Schleswig-Holstein)^[23]
• Kittlitz, (Brandenburg)^[13]
• Neumark-Nord (Sachsen-Anhalt)^[14]
• Odderade (Schleswig-Holstein)^[24]
• Oerel (Niedersachsen),^[25]
• Osterwanna (Niedersachsen)^[26]
• Quakenbrück, (Niedersachsen),^[27]
• Rederstall, (Schleswig-Holstein)^[12]
• Schalkholz (Schleswig-Holstein)^[28]
• Schönfeld (Brandenburg).^[29]

Zu diesen primären Fundstätten in Nord- und Mitteldeutschland gesellen sich in Deutschland noch ein gutes Dutzend sekundärer Fundplätze – zu den Fundstätten in Süddeutschland siehe weiter unten.

In den Niederlanden sind neben der Typlokalität bei Amersfoort und der Bohrung Amsterdam-Terminal noch Kamphuis bei Twente^[30] sowie 20 weitere, sekundäre Fundststellen anzuführen.

Erwähnenswert in Dänemark sind Brørup, Herning, Hollerup und untergeordnet Nørbølling und Rodebaeck.

In Estland ist Waewa bei Rõngu (Ringen) nennenswert.^[31]

In Frankreich sind von Bedeutung die Fundstätten La Grande Pile im südwestlichen Vorland der Vogesen^[32][33] und Les Échets bei Lyon^[34].

Polen ist sehr reich an Fundstätten, Beispiele sind Główczyn (Glauenfeld) bei Wyszogród^[35], Golków^[36], Góra Kalwaria^[37], Grudziądz^[38], Imbramowice^[36], Jaworzyna Śląska, Jóźwin^[39], Kąty^[40], die Region um Konin^[39], Nakło nad Notecią^[41], Warszawa-Wola^[36], Władysławów^[42] und Zgierz-Rudunki^[43].

Im Vereinigten Königreich sind – neben zahlreichen anderen Fundstätten (so wurde Eemium beispielsweise am Trafalgar Square in London angetroffen) – von Bedeutung Bobbitshole^[44] bei Ipswich in Suffolk und Wing bei Rutland^[45]

Bekannt sind überdies Fundstätten in Belgien, Finnland, Irland, Litauen, Norwegen und in Schweden.

Zur Ausdehnung des Eem-Meeres vergleiche H.-C. Höfle und Kollegen (1985).^[46]

Die Untergrenze der Eem-Warmzeit wird allgemein mit dem Übergang zwischen spätsaalezeitlicher subarktischer zu borealer Vegetation (Beginn der Betula-Pollenzone – Birken-Zeit, Zone E I) und die Obergrenze mit dem Übergang zwischen borealer (Kiefern-Zeit – Zone E VII oder lokal auch Hainbuchenmischwaldzeit – Zone E VI) zu subarktischer (bereits weichselzeitlicher) Vegetation des Herning-Stadials (MIS 5d) gekennzeichnet.

Im Gebiet der nordischen Vereisung ist die Eem-Warmzeit das am besten erfasste Interglazial, dessen Sedimente unmittelbar über den örtlich jeweils jüngsten saalezeitlichen glaziären Bildungen liegen (sowohl über Drenthe-Stadium wie in der Typusregion als auch über Warthe-Stadium). Sie werden von keinen weiteren glaziären Bildungen als denen aus der Weichsel-Kaltzeit überdeckt.

Während der Eem-Warmzeit lässt sich in Norddeutschland eine eindeutige vegetationsgeschichtliche Abfolge erkennen, die ausgehend von Frühen Lichthölzern über Halbschatthölzer und Schatthölzer hin zu Späten Lichthölzern ablief.^[60] Diese Entwicklung kann laut Karl-Heinz Behre (1962) in sieben Pollenzonen (engl. pollen assemblage zones oder abgekürzt PAZ) wiedergegeben werden (vom Hangenden zum Liegenden):^[11][12][61]

• E VII – Kiefer (Pinus) – Kiefern-Zeit – Späte Lichthölzer
• E VI – Kiefer, Fichte (Picea), Tanne (Abies) – Kiefern-Fichten-Tannen-Zeit
• E V – Hainbuche (Carpinus), Fichte (Picea) – Hainbuchen-Fichten-Zeit –Schatthölzer
• E IV – Eichenmischwald (Quercus), Hasel (Corylus) – Eichenmischwald-Zeit
• E III – Kiefer (Pinus), Eichenmischwald (Quercus) – Halbschatthölzer
• E II – Kiefer (Pinus), Birke (Betula) – Birken-Kiefern-Zeit
• E I – Birke (Betula) – Birken-Zeit – Frühe Lichthölzer

Burchard Menke untergliederte sodann E IV in die Stufen E IV a und E IV b, wobei E IV a durch Eichenmischwald mit sehr starkem Haselanteil und E IV b durch Hasel (Corylus), Eibe (Taxus) und Linde (Tilia) gekennzeichnet wird.

Die Entwicklung verläuft somit ausgehend von Birke → Kiefer/Birke → thermophiler Eichenmischwald → Hinzutreten von Hasel, Eibe, Linde → Hainbuche, Fichte → borealer Wald mit Kiefer, Tanne, Fichte → Kiefer.

Die Eem-Warmzeit wurde sodann abgelöst vom Herning-Stadial (WF I), gekennzeichnet durch Nichtbaumpollen (NAP) und Heidekrautartige (Ericales).

Die Gliederung in Dänemark unterscheidet sich mit den Stufen E 1 bis E 7 hiervon nur unwesentlich.^[62] In benachbarten Gebieten wie in Frankreich, den Niederlanden, Polen und in Russland existieren sehr ähnliche und korrelierbare Klassifikationsschemata. Die Vegetationsprogression verläuft grosso modo in drei Stufen und beschreibt insgesamt einen recht schnellen Erwärmungstrend, dem ein ausgedehntes, thermisches Optimum folgt und schließlich mit einem Temperaturverfall gegen Endes des Interglazials ausklingt.^[63][64][65]

Im Jahr 1974 modifizierte Helmut Müller das von Karl-Heinz Behre etablierte Schema der Vegetationsstufen bzw. Pollenzonen (pollen assemblage and abundance zones oder abgekürzt PAAZ):^[19]

• VI b – gemäßigte Nichtbaumpollen, Birke (Betula), Kiefer (Pinus)
• VI a – Fichte (Picea), Kiefer (Pinus) – Nichtbaumpollen übersteigen erstmals 5 %, die Kurven von Birke und Fichte überschneiden sich
• V b – Kiefer (Pinus), Fichte (Picea), Tanne (Abies) – die Tanne weist weniger als 1 % auf
• V a – Kiefer (Pinus), Fichte (Picea), Hainbuche (Carpinus) – die Tanne übersteigt 2 %
• IV – Hainbuche (Carpinus) – die Kurven von Hainbuche und Fichte/Kiefer kreuzen sich
• III c – Linde (Tilia), Ulme (Ulmus), Hasel (Corylus) – die Kurven von Linde und Hainbuche kreuzen sich
• III b₂ – Hasel (Corylus) – Linde wächst auf über 2 %
• III b₁ – Hasel (Corylus) – Hasel geht auf unter 100 % zurück
• III a – Eichenmischwald (Quercetum mixtum), Hasel (Corylus) – Hasel erreicht 100 %
• II b – Kiefer (Pinus), Eichenmischwald (Quercetum mixtum) – Kurven von Eischenmischwald und Hasel überschneiden sich
• II a – Kiefer (Pinus), Birke (Betula) – Kurven von Eichenmischwald und Birke queren einander
• I – Birke (Betula) – Birke und Kiefer kreuzen einander, der Eichnmischwald übersteigt 1 %

Allgemein kann die Eem-Warmzeit in drei klimatisch indizierte Phasen unterteilt werden, die als protokratisch, mesokratisch und telokratisch bezeichnet werden. Vorgeschaltet ist die kryokratische Phase, die aber streng genommen noch zur vorhergehenden Kaltzeit zu rechnen ist.^[66]

Die eemzeitliche Vegetationsentwicklung weist in Mitteleuropa neben gemeinsamen Zügen auch deutliche regionale Unterschiede auf. Ähnlich wie im Holozän gilt das vor allem für den zweiten Teil der mesokratischen sowie die telokratische Phase. Die Unterschiede markieren einen Nord-Süd-Gradienten innerhalb Mitteleuropas und bestehen vor allem aus der Beteiligung einerseits der Hainbuche und von Weißtanne und Fichte andererseits. Während im Norden der zweite Teil der mesokratischen Phase von der Hainbuche dominiert wird, bleibt diese im Süden relativ schwach und tritt hinter Weißtanne und Fichte zurück.

Die Eem-Warmzeit wurde im Jahre 1874 als selbstständige stratigraphische Einheit erkannt, nachdem Pieter Harting bei Bohrungen in der Gegend von Amersfoort (Niederlande) fossilreiches Material zu Tage gefördert hatte, dessen Artenzusammensetzung weit von jener der heutigen Nordsee entfernt war. Viele sehr ähnliche Arten von Schnecken und Muscheln wurden im Atlantik südlich der Straße von Dover gefunden. Ihr Verbreitungsgebiet reicht heute von den Küsten Portugals (Lusitanische Faunenprovinz) bis ins Mittelmeer (Mediterrane Faunenprovinz). Dies war für Harting ein Anzeichen dafür, dass in der Zeit, in der die Sedimente mit den Fossilien abgelagert worden waren, weit höhere Temperaturen geherrscht haben mussten als heute auf diesem Breitengrad. Harting benannte die Ablagerungen 1875 „Le Système Eémien“, nach dem Fluss Eem in der Nähe von Amersfoort.

Später wurde die Zusammensetzung der niederländischen Molluskenfauna aus der Eem-Warmzeit von J. Lorié und G. Spaink untersucht.^[67][68] Leitfossilien wurden festgelegt, mit deren Hilfe gleich alte stratigraphische Schichten identifiziert werden konnten. Es zeigte sich, dass die Schichten der Eem-Warmzeit oft auf den Grundmoränen der Saale-Eiszeit abgelagert und über ihnen lokale Flussschotter oder äolische Ablagerungen aus der Weichsel-Eiszeit zu finden sind. Daraus lässt sich auf eine Warmzeit zwischen diesen beiden Kaltzeiten schließen. In den Niederlanden werden die Ablagerungen der Eem-Warmzeit – im Gegensatz zu Dänemark – jedoch nie von Grundmoränen (engl. tills) der Weichseleiszeit überlagert (es fehlen außerdem Eisvorstoßstrukturen), da die Niederlande nie vom Weichsel-Eis erreicht wurden.

H. Van Voorthuysen veröffentlichte im Jahre 1958 eine Arbeit über die Foraminiferen der Typlokalität^[69] und Waldo H. Zagwijn einige Jahre später die Palynologie mit den Pollenzonen.^[70] Am Ende des zwanzigsten Jahrhunderts wurde die Typlokalität erneut und diesmal multidisziplinär anhand von alten und neuen Daten untersucht.^[15] Gleichzeitig wurde ein Parastratotyp bezeichnet, dieser liegt im Glazialbecken von Amsterdam. Im Zuge der Bohrung Amsterdam-Terminal wurde dieser Typus interdisziplinär beschrieben.^[16] Dieselben Autoren veröffentlichten auch eine Uran-Thorium-Datierung der spätinterglazialen Ablagerungen dieser Bohrung mit einem Alter von 118.200 Jahren (± 6300 Jahre).

Einen historischen Überblick der niederländischen Eem-Untersuchungen gaben J. H. A. Bosch, Piet Cleveringa und T. Meijer im Jahre 2000.^[71]

Zwischen der vorletzten Vereisung (Saaie-Kaltzeit bzw. Warthe-Stadium) und der letzten Weichsel-Kaltzeit herrschte in Nordeuropa ein mildes Klima, das ein Abschmelzen des Saale-lnlandeises bewirkte und der Vegetation die Ausdehnung nach Norden ermöglichte. In Schleswig-Holstein folgte dem allmähiich weichenden Eis von Süden ein Birken-Kiefern-Wald (E II), der dann in einen Eichen- (E III) und später in einen Hainbuchenmischwaid (E VI) überging, um mit einer erneuten Kiefernausbreitung (E VII) abzuschließen.

Eine Klimaverschlechterung am Ende der Eem-Warmzeit bewirkte die Entwaldung und starke Bodenumlagerungen.^[72]

Die Eem-Warmzeit war gekennzeichnet durch relativ stabile klimatische Verhältnisse. Die Temperatur im Optimum der Warmzeit lag in Europa mehrere Grad über der vorindustriell (bis etwa 1850) bestehenden Mitteltemperatur. Dies hatte unter anderem zur Folge, dass der Meeresspiegel höher lag als gegenwärtig und viele Ebenen und Becken überflutet waren (Transgression).

Der Beginn der Eem-Warmzeit fällt mit dem Beginn des Jungpleistozäns zusammen. Dieses umfasst die Eem-Warmzeit und die Letzte Kaltzeit. Danach begann mit dem Holozän jene Warmzeit, in der wir heute leben. Als charakteristischer Punkt für den Beginn der Eem-Warmzeit wird in der geologischen Zeitskala die Änderung des Verhältnisses der Sauerstoffisotope vor rund 130.000 Jahren angegeben. Diese Änderung kann in den Schalen von Mikroorganismen in Meeresablagerungen aus dieser Zeit festgestellt werden.

Mit Hilfe palynologischer Untersuchungen von Bohrkernen aus Eifel-Maaren konnte gezeigt werden, dass während des Überganges zwischen der Eem-Warmzeit und der Letzten Kaltzeit eine Trockenheitsphase von 468 Jahren auftrat. Waldbrände und Staubstürme beeinträchtigten die Wälder in der Eifel und hinterließen ihre Spuren in den Sedimenten. Möglicherweise durch Änderungen der Meeresströmungen kam es zu einem Ausbleiben der Niederschläge. Süßwasser wurde im Eis der vordringenden Gletscher gebunden. Die Trockenheit kam abrupt, innerhalb von 100 Jahren mussten die damals vorherrschenden Wälder einer Steppe weichen. Danach kehrten die Bäume in der Eifel anscheinend wieder zurück, während weiter im Norden kältere Bedingungen herrschten. In der Eifel konnten sich die Mischwälder noch etwa 8000 Jahre lang halten, bis der nächste Kältepuls der eiszeitlichen Klimaschwankungen nur noch eine Tundrenvegetation zuließ. Diese Mischwaldperiode gehört aber nicht mehr zu der Eem-Warmzeit im engeren Sinne.

Die Klimaforschung hat viele Erkenntnisse über das Klima der Vergangenheit gewonnen. Hilfreich waren unter anderem der Summit-Eisbohrkern Grönlands (72° 34' N, 37° 37' W), der von 1990 bis 1992 durch das Europäische Eisbohrkern Projekt (GRIP) entnommen wurde, und der von NGRIP (North Greenland Ice Core Project) in den Jahren 1996–2003 gezogene Eisbohrkern.

In beiden Bohrkernen wurde unter anderem das Sauerstoff-Isotopen-Verhältnis ¹⁸O/¹⁶O untersucht, welches hauptsächlich durch die Wolkentemperatur zum Zeitpunkt der Schneeformation bestimmt wird und so direkten Aufschluss über die Temperatur geben kann.

Die Bestimmung der Zeitskalen ist äußerst schwierig. Man hat diese für den Summit-Eisbohrkern nach Vergleich mit anderen Klimaproxys (Eisbohrkerne, Sedimentkerne etc.) als hinreichend genau betrachtet, zumindest für die letzten 130.000 Jahre vor heute, vor allem dadurch, dass Faltung und Fließen des Eisschildes in der Gegend der Summit-Station weitgehend ausgeschlossen wurde.

Die Schwankungen im Sauerstoff-Isotopen-Verhältnis in diesem Eisbohrkern deuteten darauf hin, dass Klimafluktuationen (Dansgaard-Oeschger-Ereignisse, Heinrich-Ereignisse) nicht auf die letzte Eiszeit beschränkt waren, sondern sich auch durch das Profil vor diesem Glazial ziehen (Eem-Warmzeit, Saale-Eiszeit). Dies steht im Gegensatz zu der relativ hohen klimatischen Stabilität der gegenwärtigen Warmzeit (Holozän, seit ungefähr 11.700 cal BP). Es wurde daher vermutet, dass die Stabilität der gegenwärtigen Warmzeit eher die Ausnahme als die Regel ist.

Die heftigen Oszillationen im Summit-Eisbohrkern während der Eem-Warmzeit waren allerdings weder im Wostok-Eisbohrkern (Antarktis) noch in Sedimentbohrkernen der Tiefsee wiederzufinden. Es wurde daher zunächst angenommen, dass das Grönlandeis kurzzeitige Schwankungen in der Atmosphären- und Ozeanzirkulation der Nordatlantikregion widerspiegelt.

Es wurde jedoch bald deutlich, dass die untersten 10 Prozent des Eisbohrkerns verschiedenen Veränderungsprozessen ausgesetzt waren. Die Chronologie der Eem-Warmzeit war dadurch erheblich gestört, weshalb der NGRIP-Eisbohrkern zum Vergleich herangezogen wurde. Zuvor hatte man sich vergewissert, dass das untere Ende des NGRIP-Bohrkerns, um ein klareres Bild über die Eem-Warmzeit zu gewinnen, keine Beeinträchtigungen und Störungsmuster aufwies.

Der NGRIP-Eisbohrkern gab zudem Aufschluss darüber, dass die der Eem-Warmzeit folgende Kälteperiode nur allmählich einsetzte (mit einer Übergangszeit von etwa 7.000 Jahren) und vor dem Umschwung auf ein Glazialklima ein relativ schwach ausgeprägtes Dansgaard-Oeschger-Ereignis (DO 25) stattfand (mit einer Amplitude von 25 Prozent der nachfolgenden DO-Ereignisse), das jedoch in seinem Ablauf den folgenden Ereignissen stark ähnelte.

Temperaturen

Die Auswertung von Proxydaten ließ vermuten, dass die klimatischen Bedingungen während der Eem-Warmzeit in Europa stabil waren. Dem widersprachen jedoch die δ¹⁸O-Fluktuationen in den Eisbohrkernen Grönlands mit deutlichen Temperaturumkehrungen^[76] – wobei ein Teil dieser Instabilitäten möglicherweise auch auf Eisdurchmischungen mit älteren als auch jüngeren Eismassen zurückgeführt werden kann.^[77]

Generell waren die Wintertemperaturen während des Eem-Interglazials in Nordeuropa im Ansteigen begriffen, wohingegen die Sommertemperaturen leicht zurückgingen.

Die Sommertemperaturen der Nordhemisphäre lagen etwa 2 K oberhalb des vorindustriellen Temperaturniveaus, 2 bis 4 K oberhalb von 2011,^[78] in Grönland war es sogar um 5 K wärmer.^[79] Bazin und Kollegen (2013) vermuteten jedoch, dass es global lediglich um wenige zehntel Grad wärmer war als im Jahr 2013.^[80] Im Vergleich mit anderen Eisbohrkernen im Nordwesten (Camp Century, 77.2° N, 61.1° W) und Südosten (Renland, 71.3° N, 26.7° W) Grönlands konnte belegt werden, dass während der gesamten Warmzeit lediglich ein Teil des südgrönländischen Eisschildes abgeschmolzen war,^[81] der zentral- und nordgrönländische Eisschild hingegen trotz erhöhter Temperaturen stabil blieb.^[82]

In Sokli im Norden Finnlands konnten anhand von Bodenproben im Jahr 2018 zwei länger andauernde Kälteeinbrüche ausgemacht werden, was einer Störung des Nordatlantikstroms zugeschrieben wird.^[83] Die beiden Einbrüche situieren sich bei zirka 120.000 Jahre vor heute. Sie dauerten einige hundert Jahre, drückten die Temperaturen um einige Grad herab und bewirkten Veränderungen in der dortigen Vegetation.

In der Antarktis zeigt der EPICA Dome C (abgekürzt EDC) zu diesem Zeitpunkt ein Temperaturmaximum von + 4 °C über dem heutigen Wert an.^[84] In Wostok kulminierten die Temperaturen im so genannten Termination II bereits mehrere tausend Jahre vor dem Minimum des globalen Eisvolumens um 125.000 Jahre vor heute. Termination II (oder abgekürzt T II) liegt bei 130.000 Jahre vor heute und korreliert mit dem Heinrich-Ereignis H 11.

Die Oberflächenwassertemperaturen des östlichen tropischen Pazifiks und die Grundwassertemperaturen entlang der Westküste der Vereinigten Staaten hatten sich ebenfalls noch vor Erreichen des Eisminimums erwärmt. Ob dies auch für andere tropische Ozeane der Fall war, ist noch nicht abzusehen.

Die Temperaturen in der Eem-Warmzeit hatten ihr Maximum im ersten Abschnitt des Interglazials zwischen 128.000 und 123.000 Jahren vor heute erreicht.^[85] Danach gingen sie langsam wieder zurück – wobei jedoch der Partialdruck des Kohlendioxids in etwa gleich blieb.^[86]

Das Wärmeoptimum des Eem-Interglazials dürfte bei 125.000 Jahren vor heute gelegen haben. Zu diesem Zeitpunkt reichten die Waldgebiete bis zum Nordkap in Norwegen – mit 71°10′21″ N und 25°47′4″ O weit oberhalb des Polarkreises gelegen. Heutzutage befindet sich am Nordkap Tundra. Laubhölzer wie Hasel und Eiche reichten nach Norden bis Oulu in Finland. Im Wärmeoptimum waren die Winter auf der Nordhämisphäre generell wärmer aber auch nasser als heute, gewisse Regionen zeigten aber auch eine leichte Abkühlung. Während dem Stadium E V – etwa 6.290 Jahre nach Beginn der Wiederbewaldung – wird aus dem nordostdeutschen Beckentin eine Abkühlphase berichtet. Diese Abkühlung ähnelt in gewisser Weise der Misox-Schwankung im Holozän, ist aber dennoch nicht identisch mit dieser.^[87]

Während des Insolationsmaximums zu Beginn des Interglazials, das auf 133.000 bis 130.000 Jahre vor heute datiert wird, verursachte die hohe Schmelzwasserlast im Dnieper und in der Wolga die Herstellung einer Verbindung zwischen dem Schwarzen und dem Kaspischen Meer.^[88]

Auch der um etwa 133.000 Jahre vor heute stattfindende Schmelzwasserpuls 2B verringerte beträchtlich die Effizienz des Indischen Sommermonsoons (engl. Indian Summer Monsoon oder abgekürzt ISM)..^[89]

Im Mittelabschnitt des letzten Interglazials schwächte sich die AMOC ab, als Folge begann der Raum des Östlichen Mittelmeers auszukühlen. Gegen Ende waren die Temperaturen stetig so weit abgesunken, dass die klimatischen Bedingungen kühler und trockener als heute waren. Hinzu kam eine 468 Jahre lange Trockenheit in Mitteleuropa um 116.000 Jahre vor heute (siehe Eifelabkühlung weiter oben).^[90] Gegen 112.000 Jahre vor heute bildeten sich erneut Eiskappen im Süden Norwegens heran und leiteten somit die Weichsel-Kaltzeit mit dem Herning-Glazial ein.^[91]

Frank Kaspar und Kollegen (2005) führten eine Abgleichung zwischen einem generellen Zirkulationsmodell (engl. general circulation model oder abgekürzt GCM) und ermittelten Temperaturangaben für Europa während des Eem-Interglazials durch. Es hatte sich ergeben, dass Mitteleuropa (nördlich der Alpen) 1 bis 2 °C wärmer als heute war, jedoch südlich der Alpen die Temperaturen um 1 bis 2 °C tiefer lagen. Ihr Modell (das beobachtete Treibhausgaskonzentrationen und Umlaufparameter berücksichtigte) konnte diesen Sachverhalt bestätigen und die Temperaturmessungen anhand der benutzten Faktoren somit auch erklären.^[92]

Eine numerische Abschätzung für die Eem-Warmzeit erstellten Karl-Heinz Behre und Kollegen (2005) anhand der an Käfern (Coleoptera) orientierten MCR-Methode (engl. mutual climatic range).^[25] Die Autoren geben im Vergleich zu heute für Oerel recht hohe Sommerdurchschnittstemperaturen von 16 bis 19 °C an, jedoch etwas kühlere Winterdurchschnittstemperaturen von − 5 bis − 1 °C. Sehr ähnliche Abschätzungen werden auch aus La Grande Pile berichtet. Leider liegen keine quantitativen Abschätzungen für das Ende der Eem-Warmzeit vor, die Insektenvergesellschaftungen lassen aber kühlere Bedingungen erahnen.

Gerard Aalbersberg und Thomas Litt (1998) kamen zu folgenden Ergebnissen: für die Anfangsphase des Eemiums (Eemium 1) geben sie in Nordwesteuropa Sommerdurchschnittstemperaturen von 18 °C an, ihre Winterdurchschnittstemperaturen liegen bei − 2 °C. Die Hauptphase (Eemium 2) weist in Nordwesteuropa ebenfalls eine Durchschnittstemperatur von 18 °C im Sommer auf, die Winterdurchschnittstemperaturen sind mit 0 bis 1 °C sogar noch etwas milder. In der Endphase (Eemium 3) wird mit 15 bis 16 °C im Sommer bereits eine Abkühlung bemerkbar, die Winterdurchschnittstemperaturen bleiben aber bei 0 °C. Die Jahresdurchschnittstemperaturen liegen hierbei zwischen 6,5 und 8 °C.^[93]

Das Ende der Eem-Warmzeit war offensichtlich nicht überall synchron, sondern dauerte vielmehr in Südeuropa 1.500 bis 3.000 Jahre länger als in Nordeuropa.^[6]

Da das Klima der Eem-Warmzeit dem Holozän stark ähnelte und ihm durchaus sehr nahe kommt, kann das letzte Interglazial auch als eine Art Ausgangsbasis bzw. Referenzlinie im jetzigen Natur- und Artenschutz verwendet werden. Jedoch kommen Ian Candy und Kollegen (2016) in ihrer Untersuchung des Ipswichians in England zu dem Ergebnis, dass im Vergleich zum jetzigen Holozän die Eem-Warmzeit in England bei den Maximaltemperaturen um 3 bis 5° C höher lag, bei den Minimaltemperaturen aber dieselben bis leicht kühlere Werte aufwies.^[94] Als Folge hatte das Eemium in England eine erhöhte Kontinentalität. Die Autoren warnen daher davor, die Eem-Warmzeit als Proxy für unsere Gegenwart einspannen zu wollen. Insbesondere ist niemand in der Lage, den explosionsartigen Anstieg in den Konzentrationen der Treibhausgase – zu einem in den letzten 800.000 Jahren nicht mehr erreichten Niveau – und dessen Auswirkungen auf unser Klima überhaupt richtig vorhersehen zu können.

Niederschlag

Basierend auf Proxydaten wurde vorgeschlagen, dass das Letzte Interglazial noch nässer als das jetzige Holozän war – insbesondere in der Arktis^[95] und in den borealen Mittleren Breiten.^[96] Hinzu kommt, dass der Asische und der Nordafrikanische Monsoon wahrscheinlich kräftiger waren. Diese Annahme konnte anhand von verschiedenen Klimamodellen für das letzte Interglazial generell bestätigt werden^[97] – insbesondere durch Modelle für die Arabische Halbinsel und Südostasien.^[98]

Meeresspiegel

Die meisten aktuellen Studien gehen davon aus, dass in der Eem-Warmzeit der Meeresspiegel etwa 6 bis 9 Meter über dem gegenwärtigen Niveau lag. Davon entfiel nach entsprechenden Berechnungen auf den Grönländischen Eisschild ein Schmelzwasseranteil mit einem ungefähren Mittelwert im Bereich von 1,5 bis 2,5 Metern (maximaler Bereich 0,6 bis 3,5 Meter), der übrige Anstieg verteilte sich auf die thermische Ausdehnung des Meerwassers und das Abschmelzen von Gebirgsgletschern (∼1 Meter) sowie in größerem Umfang auf die erhebliche Reduzierung der westantarktischen Eisbedeckung.^[99] Demnach verlor der Grönländische Eisschild in diesem Zeitraum 20 bis 30 Prozent seiner Masse.^[3][100]

Eine Studie aus dem Jahr 2007 kam zu dem Ergebnis, dass der grönländische Eisbohrkern Dye 3 während des letzten Interglazials von Eis bedeckt war.^[101] Daher konnte der grönländische Eisschild nur maximal 2 Meter zum Meeresspiegelanstieg beigetragen haben.^[102] Neuere Untersuchungen von marinen Sedimentkernen außerhalb des Eisschilds Westantarktikas legen nahe, dass der Schild während des Eemiums abgeschmolzen war und es daher zu einem sehr raschen Meeresspiegelanstieg von 2,5 Meter pro Jahrhundert kam.^[103]

Entlang der Mittelmeerküste Spaniens war der Meeresspiegel in etwa vergleichbar mit dem heutigen Niveau.^[104] Wegen des sehr hohen Meeresspiegels bildete Fennoskandien im Eemium jedoch eine Insel, da zwischen der Ostsee und dem Finnischen Meerbusen zum Weißen Meer eine Meeresverbindung bestand. Dieses Eem-Meer hatte eine wesentlich höhere Salinität als heute, wobei die Küsten der Ostsee sich deutlich weiter ins Inland zurückgezogen hatten. Jütland bildete damals ebenfalls eine Insel.^[105] Auch waren weite Gebiete Nordwesteuropas und der westsibirischen Ebene überflutet.^[106]

Es wird generell angenommen, dass die mittleren Meeresoberflächentemperaturen höher waren als im Holozän. Sie waren aber nicht hoch genug, um den Meeresspiegelanstieg allein anhand der thermischen Ausdehnung zu erklären. Vielmehr ist auch ein direkter Schmelzbeitrag der polaren Eisschilde gefordert.

All diese Erkenntnisse haben große Bedeutung bei der Extrapolation des zu erwartenden künftigen Meeresspiegelanstiegs.

Korallenriffe

Wegen des fallenden Meeresspiegels seit dem Ende des letzten Interglazials sind Korallenriffe im Tropenraum häufig exponiert – insbesondere in der Karibik und entlang der Küsten des Roten Meeres. Die Riffe zeigen oft interne Erosionsflächen – was auf bedeutende Meeresspiegelinstabilitäten während des Eem-Interglazials hinweist^[107]

Im Verlauf der Eem-Warmzeit erreichten Bäume in ihrer nördlichen Ausdehnung das südliche Baffin Island im Kanadisch-Arktischen Archipel. Heutzutage befindet sich diese Nordgrenze wesentlich weiter südlich – und zwar bei Kuujjuaq im Norden Quebecs. Die Küste Alaskas war aufgrund reduzierten Meereises im Arktischen Ozean relativ warm, so dass Saint Lawrence Island von borealem Wald bedeckt wurde – heute herrscht dort Tundra. Trotz erhöhter Temperaturen kam es im Inneren Alaskas und im Yukon Territory wegen unzureichender Niederschläge zu einer Verringerung der Waldbedeckung.^[114]

Die Vegetationsgrenze zwischen Grasland (Prairie) und Waldbedeckung auf den Great Plains der Vereinigte Staaten lag wesentlich weiter westlich bei Lubbock in Texas, wohingegen sich die heutige Grenze in der Nähe von Dallas befindet.

Neben den in den Pollenzonen bereits erwähnten Baumarten (Birke, Kiefer, Eiche, Hasel, Hainbuche, Fichte, Tanne, Eibe, Linde und Ulme) sind Moose und andere Pflanzen von Bedeutung.

Im Einzelnen sind dies unter den Bäumen die Birken Zwergbirke (Betula nana), Hänge-Birke (Betula pendula) und Moor-Birke (Betula pubescens), des weiteren Waldkiefer (Pinus sylvestris), Gemeine Fichte (Picea abies), Schwarz-Erle (Alnus glutinosa), Gemeine Hainbuche (Carpinus betulus), Europäische Eibe (Taxus baccata) und auch Weiden (Salix).

Nennenswerte Bedecktsamer (Angiospermae) sind (nach Häufigkeit geordnet) Schnabel-Segge (Carex rostrata), Rohrkolben (Typha), Scheiden-Wollgras (Eriophorum vaginatum), Biegsames Nixenkraut (Najas flexilis), Braunes Zypergras (Cyperus fuscus), Nelkengewächse (Caryophyllaceae), Großes Nixenkraut (Najas marina), Gewöhnliche Teichbinse (Schoenoplectus lacustris), Salz-Teichbinse (Schoenoplectus tabernaemontani), Heidekräuter (Erica) und Seggen (Carex). Etwas seltener sind bereits Große Brennnessel (Urtica dioica), Wiesen-Rispengras (Poa pratensis), Gewöhnliche Sumpfbinse (Eleocharis palustris), Glieder-Binse (Juncus articulatus), Ampfer (Rumex), Kleines Nixenkraut (Najas minor), Gras-Laichkraut (Potamogeton gramineus), Gift-Hahnenfuß (Ranunculus sceleratus), Sternmieren (Stellaria), Braun-Segge (Carex nigra), Raues Hornblatt (Ceratophyllum demersum), Sumpf-Weidenröschen (Epilobium palustre), Krebsschere (Stratiotes aloides), Scheinzypergras-Segge (Carex pseudocyperus), Seerosen (Nymphaea), Primeln (Primula) und Schmalblättriger Merk (Berula erecta). Taxa im Hintergrund sind Flatter-Binse (Juncus effusus), Ufer-Ampfer (Rumex maritimus), Fuchs-Segge (Carex vulpina), Sumpf-Blutauge (Potentilla palustris), Besenheide (Calluna vulgaris), Schwarze Krähenbeere (Empetrum nigrum), Teichrosen (Nuphar), Blasen-Segge (Carex vesicaria), Kuckucks-Lichtnelke (Silene flos-cuculi), Ufer-Wolfstrapp (Lycopus europaeus), Schwimmendes Laichkraut (Potamogeton natans), Durchwachsenes Laichkraut (Potamogeton perfoliatus), Langblättriges Laichkraut (Potamogeton praelongus), Fingerkräuter (Potentilla), Weißer Gänsefuß (Chenopodium album), Krähenbeeren (Empetrum), Lippenblütler (Lamiaceae), Ähriges Tausendblatt (Myriophyllum spicatum), Gelbe Teichrose (Nuphar lutea), Schilfrohr (Phragmites australis), Kleiner Knöterich (Persicaria minor), Floh-Knöterich (Persicaria maculosa), Günsel (Ajuga), Weiße Seerose (Nymphaea alba), Hahnenfuß (Ranunculus), Brombeeren (Rubus fruticosus) und Blumenbinse (Scheuchzeria palustris).^[25]

Bei den Laubmoosen (Bryophyta) sind folgende Taxa anzuführen (nach Häufigkeit geordnet): Calliergon cordifolium (Herzblättriges Schönmoos), Calliergon richardsonii, Straminergon stramineum (Strohgelbes Neuschönmoos), Spitzblättriges Spießmoos (Calliergonella cuspidata), Cratoneurum filicinum (Farnähnliches Starknervmoos), Drepanocladus exannulatus, Widertonmoose (Polytrichum), Spieß-Torfmoos (Sphagnum cuspidatum), Torfmoose (Sphagnum imbricatum), Sphagnum magellanicum (Magellans Torfmoos), sodann Antitrichia curtipendula (Kurzhängendes Hängemoos), Aulacomnium palustre (Sumpf-Streifensternmoos), Bryum pseudotriquetrum (Bauchiges Birnmoos), Campylium (Goldschlafmoose), Drepanocladus sendtneri, Drepanocladus vernicosus, Pohlmoose (Pohlia), Wacholder-Widertonmoos (Polytrichum juniperinum), Sphagnum recurvum, Tamarisken-Thujamoos (Thuidium tamariscinum), bereits weniger häufig Calliergon giganteum, Scorpidium revolvens (Rollblättriges Skorpionsmoos), Drepanocladus, Eurhynchium (Schönschnabelmoose), Etagenmoos (Hylocomium splendens), Meesia longiseta (Langstieliges Bruchmoos), und selten Sphagnum sect. Acutifolia, Neckera complanata (Glattes Neckermoos), Rundliches Torfmoos (Sphagnum teres), Glänzendes Filzschlafmoos (Tomenthypnum nitens) und Drepanocladus aduncus.

Die als Beispiel fungierende Flora bezieht sich auf das Profil Oerel (Pollenzonen E IV a bis E VII) bestehend aus limnischen Sedimenten (humose Gyttja), die sich über Niedermoortorf hin zu einem Hochmoor (Sphagnum-Torf) entwickelten.^[25] Andere Fundorte zeigen je nach Paläoenvironment selbstverständlich eine andersgeartete Verteilung ihrer Taxa.

Die sehr warmen Temperaturen des Eem-Interglazials erlaubten es an gemäßigte Bedingungen angepasste Taxa ihre Verbreitung beträchtlich nach Norden auszudehnen. So konnte damals das Flusspferd (Hippopotamus amphibius) bis nach Stockton-on-Tees in Nordengland angetroffen werden.^[115] Neben Südeuropa kam es in Mitteleuropa nur bis an den Rhein als Ostbegrenzung vor.^[116] Die gemäßigten Landstriche Europas beherbergten eine Megafauna von jetzt größtenteils erloschenen Arten – darunter der Europäische Waldelefant (Palaeoloxodon antiquus), das Steppennashorn (Stephanorhinus hemitoechus), das Waldnashorn (Stephanorhinus kirchbergensis), der Megaloceros giganteus und der Auerochse (Bos primigenius) – neben jetzt noch lebenden Taxa wie Rothirsch (Cervus elaphus), Damhirsch (Dama dama), Reh (Capreolus capreolus) und Wildschwein (Sus scrofa). Raubtiere waren der mittlerweile ausgestorbene Höhlenlöwe (Panthera spelea), Höhlenhyäne (Crocuta crocuta spelaea), Braunbär (Ursus arctos) und Wolf (Canis lupus).^[117][118]

An die Kälte angepasste Taxa wie beispielsweise das Wollhaarmammut (Mammuthus primigenius) mussten sich im Verlauf der Eem-Warmzeit auf Refugialräume zurückziehen.^[119]

Nach dem Abschmelzen des Laurentidischen Eisschilds wanderten einige Taxa der nordamerikanischen Megafauna wieder nach Norden und bevölkerten während der Eem-Warmzeit Kanada und Alaska. Darunter das Amerikanische Kamel Camelops (Camelops hesternus),^[120] Amerikanisches Mastodon (Mammut americanus),^[121] das Riesenfaultier Megalonyx (Megalonyx jeffersonii) und der bärengroße Riesenbiber (Castoroides). Die niederen Breiten Kanadas wurden (neben den bereits angeführten Taxa) von Arten wie dem Präriemammut (Mammuthus columbi), den Trughirschen Cervalces und dem Lama Hemiauchenia aufgesucht.^[122]

Das Steppenbison (Bison priscus) wanderte am Anfang der Eem-Warmzeit ausgehend von Alaska in das Herz Nordamerikas. Aus ihm ging der langhörnige Riesenbison Bos latifrons hervor (er wurde erstmals um 120.000 Jahren vor heute bei Snowmass in Colorado vorgefunden) und schließlich sämtliche nordamerikanischen Bisonarten – was den Beginn des Faunenzeitalters Rancholabrean initiierte.^[123] Zu dieser Zeit erschien auch der Amerikanische Löwe (Panthera atrox) und breitete sich über Nordamerika aus. Er war aus Populationen des eurasischen Höhlenlöwens (Panthera spelaea) hervorgegangen, und dann gegen Ende der Saale-Kaltzeit nach Alaska übergesetzt.^[124]

Neben Säugetieren erscheinen auch Fische, vor allem Karpfen (Cyprinidae), Amphibien, Reptilien, Vögel sowie Insekten, Mollusken und Ostrakoden.

Wegen der erhöhten Wassertemperaturen gegenüber heute wurde das Mittelmeer im letzten Interglazial von als exotisch angesehenen Taxa mariner Invertebraten kolonisiert – darunter die Senegalfauna mit der Flügelschnecke Tethystrombus latus, dem Hermelinschwanz (Conus ermineus) und der Meeresschnecke Linatella caudata. Diese Taxa werden gegenwärtig viel weiter südlich in tropischen Gewässern des Atlantiks angetroffen, wie beispielsweise im Küstensaum Westafrikas.^[125]

Die in Oerel aufgefundenen Insekten umfassen 33 Käferarten (Coleoptera) und lassen sich zwei Faunenabschnitten zuordnen. Der untere Abschnitt (Pollenzonen E VI und E VII) enthält 27 Taxa, der obere (Pollenzone E VII – abschließendes Hochmoor) nur noch 6 Taxa.^[25]

Käfertaxa in Oerel sind Aleocharinae, Pillenkäfer (Byrrhidae), Laufkäfer (Carabidae), Catopidae, Blattkäfer (Chrysomelidae), Rüsselkäfer (Curculionidae), Schwimmkäfer (Dytiscidae), Langtasterwasserkäfer (Hydraenidae), Wasserkäfer (Hydrophilidae), Glanzkäfer (Nitidulidae), Palpenkäfer (Pselaphidae), Kurzflügler (Staphylinidae) und Xantholininae.

Als Laufkäfer sind anzuführen Buntfarbener Putzläufer (Achomenus), der Ahlenläufer (Philochthus velox), Chlaenius nitidulus, Patrobus atrorufus, der Grabkäfer Pterostichus diligens, Trechoblemus micros, die Flinkläufer (Trechus quadristriatus) und (Trechus rubens), als Schwimmkäfer fungieren Agabus und Ilybius, als Wasserkäfer Helophorus und Helophorus minutus, Langtasterwasserkäfer sind Geränderter Wasserkäfer (Anacaena limbata), die Schmalwasserkäfer (Cercyon tristis), (Cymbiodyta marginella) und (Megasternum boletophagus) und Braunfüßiger Wasserkäfer (Hydrobius fuscipes); Choleva ist ein Leiodidae, unter den Kurzflüglern befinden sich Lathrobium, Olophrum und Stenus, Xantholininae-Gattungen sind Bolitochara, Mycetoporus und Quedius, ferner erwähnenswert sind der Rohrkäfer (Donacia crassipes) und die Rüsselkäfer Apion, Ceutorhynchus und Notaris aethiops.

Neben Käfern erscheinen noch 6 weitere Insektentaxa, darunter Ruderwanzen (Corixidae), Hautflügler (Hymenoptera), Wanzen (Heteroptera), Zweiflügler (Diptera) und Schmetterlinge (Lepidoptera). Unter den Wanzen finden sich die Ruderwanzen, unter den Hautflüglern Diapriidae und Ameisen (Formicidae), unter den Zweiflüglern Puppen von Fliegen (Brachycera) und Larven von Schnaken (Tipulidae) sowie unter den Schmetterlingen einige unbestimmte Larven.

Sehr häufig ist das zu den Armleuchteralgen gehörende Taxon (Chara) unter den Kryptogamen.

Die holozäne und heutige Verteilung der bereits im Eemium vorhandenen Insekten betrifft Mitteleuropa und das südliche Skandinavien und stimmt ausgezeichnet mit den botanischen Überresten aus der Eem-Warmzeit überein.

Die genaue Dauer der Eem-Warmzeit wird nach wie vor inkonsistent gehandhabt, meist wird jedoch die Zeitdauer von 130.000 bis 115.000 Jahre vor heute angegeben. Hinzu kommt, dass die Warmzeit sehr wahrscheinlich diachron einsetzte, d. h. im atlantischen Südeuropa rund 5.000 Jahre früher als in Nordwest- und Mitteleuropa.^[126][127]

Der gängigen Ansicht zu Folge begann die Warmzeit vor 126.000 Jahren (nach der Saalekaltzeit beziehungsweise Riß-Kaltzeit) und endete gegen 115.000 Jahren mit dem Beginn der letzten Kaltzeit.^[128] Sie hatte demnach eine Gesamtdauer von 11.000 Jahren. Diese Einschätzung wurde aber bereits seit dem Jahr 2000 in Frage gestellt. Stefan Lauterbach und Kollegen (2024) haben mittlerweile die Zeitspanne von 11.000 Jahren auf rund 15.000 Jahre ausgeweitet.^[6]

Nicholas J. Shackleton (2000) und S. Funder und Kollegen (2002) geben ein Alter von 132.000 Jahren vor heute für die einsetzende Wiederbewaldung in Nordwesteuropa und den assoziierten Anstieg des Meeresspiegels an.^[129][130]

Dieses Alter deckt sich mehr oder weniger mit den Angaben vom antarktischen Eisbohrkern Wostok sowie von EPICA Dome C. Letzterer zeigt zu diesem Zeitpunkt ein Temperaturmaximum von + 4 °C über dem heutigen Wert und auch ein relatives Maximum der Kohlendioxidkonzentration von 290 ppmv an.^[84]

Datierungen von A. S. Murray und S. Funder (2003) fanden für das Ende der Warmzeit den Durchschnittswert von 119.000 ± 2.000 Jahre vor heute (bei n=22).^[131]

Zu einem sehr ähnlichen Ergebnis gelangen auch Sune O. Rasmussen und Kollegen anhand der Grönland-Eisbohrkerne NGRIP und GRIP. Ihnen zufolge beginnt das Grönland-Stadial-26 (GS-26) und somit das Herning-Stadial bei 119.100 Jahre vor heute.^[1] Der Temperaturrückgang hatte aber schon im der ausgehenden Eem-Warmzeit noch vor Beginn des Herning-Stadials um 121.000 Jahre vor heute eingesetzt. Der kälteste Wert des ersten Weichsel-Stadials wurde aber erst später um 110.000 Jahre vor heute erreicht.

Werden die δ ¹⁸O-Werte von GRIP und NGRIP als Temperaturproxies eingesetzt, so ergibt sich für die Eem-Warmzeit folgendes Bild: um 121.000 Jahre vor heute herrschten noch maximale Temperaturen von - 32,8 ‰ SMOW und somit die Bedingungen eines Interglazials. Dieses Optimum verfiel dann langsam bis auf - 36,3 ‰ zu Beginn des GS-26 bei 119.100 Jahre vor heute. Auch im anschließenden GS-26 sackten die Temperaturen weiterhin ab und erreichten gegen Ende des Stadials bei 115.400 Jahre vor heute - 39,0 ‰. Das folgende Interstadial GI-25 brachte zuerst einen jähen Temperaturanstieg auf - 36,4 ‰, um dann ebenfalls gegen sein Ende bei 110.600 Jahre vor heute wieder auf - 40,0 ‰ abzufallen.

Demzufolge beginnt das Herning-Stadial spätestens bei 110.600 Jahre vor heute.

Die Schwierigkeit bei der Grenzziehung liegt in der Festlegung des stadialen GS-26, das kontinuierlich aus der langsam abklingenden Eem-Warmzeit hervorgegangen war. Dies dürfte auch die unterschiedlichen Datierungen für das Ende des Interglazials erklären – 119.000 Jahre, 117.000 Jahre und gar 115.000 Jahre vor heute. Eigenartigerweise brachte das folgende GI-25 bei 115.400 Jahre vor heute eine erneute Zwischenerwärmung, die aber nur bis zirka 113.000 Jahre vor heute bestand haben sollte.^[1]

Das Eem ist die Zeit des Mittelpaläolithikums, während derer Neandertaler weite Teile Europas und Westasiens besiedelten. Den Neandertalern gelang es während der Eem-Warmzeit wieder in den höheren Breiten Europas Fuß zu fassen, nachdem die widrigen Bedingungen in der Saalekaltzeit sie zum Rückzug gezwungen hatten.^[132] Sie gelangten jedoch nicht auf die Britischen Inseln, da diese wegen des erhöhten Meeresspiegels vom Festland abgeschnitten waren.^[133] Die Neandertaler lebten hauptsächlich von Fischfang,^[134] aber auch von Großwildjagd. Herausragende Befunde sind erlegte Waldelefanten (vgl. Lanze von Lehringen oder Tagebau Gröbern) als Beweise für eine erfolgreiche Großwildjagd.^[135]

Das Mittelpaläolithikum ist von großer Bedeutung für die Evolution anatomisch moderner Menschen, die zu diesem Zeitpunkt in Westasien bis zum Persischen Golf (Hominine von Skhul und Qafzeh), auf der Arabischen Halbinsel^[136] und in Südafrika anzutreffen waren. Hierbei handelt es sich um die früheste Aufspaltung von Menschengruppen, die bis auf den heutigen Tag nachvollziehbar ist und mit der Haplogruppe L0 in den Mitochondrien assoziiert ist.^[137]

Ein bekannter Fundplatz für Artefakten der Neandertaler in Deutschland während der Eem-Warmzeit ist beispielsweise Lichtenberg in Niedersachsen.^[138] Entdeckt wurden zwei Artefakten aus Feuerstein innerhalb der Pollenzonen E IV b/E V.^[139] Neben Lehringen (Niedersachsen) handelt es sich somit um die nördlichste Fundstelle Deutschlands.^[140]

Die Neanderthaler in Lichtenberg lebten an einem kleinen See, dessen Ufer nach Süden einfielen und der von einem über dem Grundwasserspiegel liegenden Halbmoor gesäumt wurde. Die Pollenbefunde ergaben ein dichtes Waldland mit mehr als 95 % Baumpollen, dominiert von Hasel, Erle, Linde und Hainbuche. Hinzu treten thermophile Taxa wie Ulme, Eiche und Eibe. Örtliche Sumpfanzeiger sind Sporen von Farnen (Polypodiaceae), Rohrkolben (Typha) und Igelkolben (Sparganium).

Diese voll bewaldete Landschaft steht im Kontrast mit anderen Fundplätzen des Eemiums in trockeneren Gebieten Mitteldeutschlands,^[141] in denen die Neanderthaler des letzten Interglazials sich in halboffenen Landschaftstypen aufhielten.^[142] Die Schlussfolgerung lautet, dass die Neanderthaler sich sehr wohl auch an bewaldete Paläoenvironments anpassen konnten.

Weitere Neanderthal-Fundstätten in der Eem-Warmzeit Deutschlands sind (neben den bereits erwähnten Fundstätten Gröbern und Lehringen) Neumark im Geiseltal, Sachsen-Anhalt (mit Neumark-Nord 1, abgekürzt NN 1, und Neumark-Nord 2, abgekürzt NN2 – rund 125.000 Jahre vor heute),^[143] Woltersdorf (Landkreis Lüchow-Dannenberg), Steinmühle/Veltheim,^[144] Grabschütz,^[145] Rabutz,^[146] Burgtonna,^[147] Weimar Parktravertin (auch Weimar Parkhöhle),^[148] Taubach^[149] und Wallertheim.^[150] Außerhalb Deutschlands sind anzuführen die Scladina-Höhle in Belgien, Caours und die Grotte Vaufrey im Norden Frankreichs, in Polen Kraków‐Zwierzyniec, Orzechowce und Nehrybka.

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