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Die Geschichte der wohl ältesten (Küsten-)Wüste, der Namib, aufzudecken, ist ein schwieriges Unterfangen, da weitaus weniger geo- und biowissenschaftliche Archive wie limnische Ablagerungen, Fossilien oder Artefakte zur Gewinnung von Proxydaten und absoluten Altersbestimmungen existieren als z. B. von der Sahara. Manche Befunde werden widersprüchlich eingeordnet und paläoklimatisch interpretiert (z. B. Eitel et al. 2005, Eitel & Zöller 1995 versus Heine 2000, 2002). Hinzukommt eine spezifische Lage im Raum und geomorphologische Ausgestaltung, an der auch von außen kommende Flussläufe beteiligt sind (vgl. Kap. 12.2.4).

Folgende Stadien der Geschichte der Namib lassen sich ausgliedern:

 Ihr Minimalalter beträgt 7 bis 10 Mio. Jahre und ist im Zusammenhang mit der oben angeführten Antarktis-Vereisung zu sehen, d. h. mit der Bildung der Psychrosphäre (ozeanische Thermokline), der thermohalinen Zirkulation und des Benguela-Kaltwasserstroms. Tertiäre Ablagerungen des Kalahari-Beckens, die durch Schichtfluten (semi-arides Klima) aufgebaut wurden, sind von pedogenen Kalkkrusten überlagert. Darin eingeschlossen ist das Tonmineral Palygorskit, das unter semi-humiden und humiden Bedingungen in Smectit umgewandelt wird (Eitel 1993) – ein Indikator für seither anhaltendes Trockenklima. Weitere Hinweise auf ein mittel- oder jung-tertiäres Alter (Tab. 2) der Namib lieferten Datierungen an der Karpfenkliff-Formation und ihren Decksedimenten.

 Das Maximalalter der Namib ist weiterhin umstritten. Der unter der Dünen-Namib (Erg) lagernde Tsondab-Sandstein (eine der Sandquellen für den späteren Erg) wird als Proto-Namib angesehen, aber mit unterschiedlichen stratigraphischen Zuordnungen. Die Ansichten über seine Sedimentation reichen vom Mesozoikum bis in das Unter-Miozän (s. Disk. in Hüser et al. 2001). Eitels Untersuchungen (1999) an intensiv chemisch verwitterten Substraten in der nördlichen Namib zufolge herrschte warmes und semi-humides Klima ab der Kreidezeit bis in das Miozän hinein (s. Tab. 2).

 Die Namib im Quartär: Über das Früh- und Mittel-Quartär ist landschaftsgeschichtlich wenig bekannt – Spuren von Reliefgeneration sind kaum auszumachen. Für eine lange, über 700 000 Jahre durchgehende Existenz der Benguela-Strömung, und damit auch der Küstenwüste, sprechen Untersuchungen an benthischen Foraminiferen. Dabei sind Fluktuationen in der Intensität des Kaltwasserauftriebs nicht ausgeschlossen. Zumindest sind in den letzten 100 000 Jahren zwei Abschwächungsphasen von jeweils mehr als 10 000 Jahren nachzuweisen (s. Eitel 2005). Uran/Thorium-Datierungen an Stalagmiten in der Rössing-Höhle belegen das Fehlen einer Feuchtperiode in der Zentral-Namib während des letzten Glazialzyklus’ ab 125 000 Jahren vor heute (Heine 1998).

 Jungquartär: Für den jüngsten glazialen Zyklus fehlen verlässliche Zeugnisse zur Klima- und Reliefgeschichte. Lediglich über das letzte Hochglazial (LGM) besteht weitgehend Einigkeit in den Befunden: Um 20 000 J.v.h. herrschte im südwestlichen Afrika eine sehr trockene Periode. Im Namib-Erg formierten sich die noch heute herausragenden Großdünenformen und -muster. Wie aus Abb. 5 ersichtlich, bleibt die extreme Küstenwüste Namib auch über das Spätglazial und Holozän hinweg konstant. Dafür sprechen auch mächtige Gipskrustenbildungen (Heine & Walter 1996). Demgegenüber reagieren aber der Ostteil, der Wüstenrand und das Hinterland der Namib auf Veränderungen der monsunalen Reichweite und Intensität, was Eitel (1993) über Kalkkrustengenerationen nachzuweisen versucht. Diese benötigen für ihre Anlage wiederholte Phasen von Trockenheit und zunehmender Feuchte. Auch das Hinterland der Namib war im LGM eine Wüste. Davon zeugen Dünenfelder im Inland des heutigen Namibia, die aber etwa ab 14 000 J.v.h. durch Vegetation fixiert wurden (Eitel et al. 2002).

 Spätglazial und Holozän: Im Bereich der Kalahari endete die Längsdünenformung zwischen 8000 und 9000 Jahren vor heute mit dem Einzug feuchterer Klimabedingungen und der damit verbundenen Vegetationsausbreitung (Eitel & Blümel 1997). Etwa zur selben Zeit kam im Bereich Damaraland und Kaokoveld die Sedimentation und Umlagerung von Silten zum Erliegen (stv. Eitel et al. 2001). Deren Ausräumung begann mit der mittel-holozänen Feuchtperiode, die wiederum vor ca. 4000 Jahren zu Ende ging und in den gegenwärtigen Klimazustand überleitete. In der Folgezeit oszillierte das Abflussverhalten in den Wüstenrandbereichen (s. Eitel et al. 2005b). Auch aus frühgeschichtlicher Sicht gibt es Hinweise auf holozäne klimatische Fluktuationen: Am Mirabib-Inselberg fernab von Trockenflussläufen im Wüstenzentrum (Foto 35) finden sich in Abris Kulturschichten, die eine Feuchtperiode zwischen 8000 und 5000 Jahren vor heute signalisieren. Aus der nachfolgenden, wieder trockeneren Phase (3000 – 2000 J.v.h.) stammen Wüstenrandlösse und die jungen Lunette-Dünen am Westrand der Etosha-Pfanne (Buch et al. 1992). Der Namib-Rand dehnte sich wieder weiter nach Osten aus.

Die Verlagerung des Wüstenrandes, die fluktuierende Ausweitung bzw. Schrumpfung des Kernwüstenareals lässt sich auch durch die heute noch in der Extremwüste persistente Savannenpflanze Welwitschia mirabilis untermauern (Kap 7.1.5; 12.2.5). Weitere Indikatoren für Änderungen am Namib-Grenzsaum stehen zwangsläufig mit hygrischen Schwankungen des Hinterlandes in Zusammenhang. Von dort aus ziehen Fremdlingsflüsse wie der Hoanib in die Wüste. Letzterer hinterließ dort Flussauslaufsedimente als möglicher Indikator für abnehmende Niederschläge während der Kleinen Eiszeit (Kap. 12.2.4). Postsedimentär bis heute werden sie wieder ausgeräumt – ein Zeichen zumindest für Klimafluktuationen am Wüstenrand, aber nicht zwangsläufig auch in der Wüste selbst. Der Küstenwüstenstreifen mit seiner Breite von einigen Zehnern Kilometern scheint über den Zeitraum des Quartärs hinweg in seinem extremen Charakter unverändert geblieben zu sein.