LOKALNE SYNTEZY

Wansard (1996) przedstawił, na podstawie badań małżoraczków w sekwencji osadów La Draga z Banyoles w północno-wschodniej Hiszpanii, dowody kilku późnoglacjalnych wahnięć klimatu. Średnia temperatura lipca w tym okresie osiągnęła ok. 16°C, podobnie jak na początku holocenu (patrz też Lowe1994).Podczas ostatniego 10-lecia przeanalizowano wyniki badań z wielu stanowisk spoza Europy. Początkowo uważano, że interstadiały późno­glacjalne występowały tylko w północno-za­chodniej Europie, ale ostatnio znaleziono ich ślady na rozmaitych stanowiskach wzdłuż atlantyckiego wybrzeża Ameryki Północnej. Z innych lokalnych syntez warto przyto­czyć dotyczące północno-wschodnich Stanów Zjednoczonych (Peteet i in., 1993), Nowego Brunszwiku (Cwynar i in., 1994), Nowej Szkocji (Mott, 1994), Nowej Fundlandii (An­derson i MacPherson, 1994), Quebecu (Richard, Ziemi Baffina i Labradoru (Andrews).

.

GWAŁTOWNE ZAŁAMANIE

Gwałtowne załamanie młodszego dryasu potwierdzają też Mayewski i in. (1993) na podstawie badań grenlandzkiego rdzenia lodowego GISP2. Twie­rdzą jednak, że początek był równie gwałtowny, jak koniec, i trwał 10-20 lat. Stwierdzenia Wattsa (Watts, 1980b) doty­czące braku dowodów zmian klimatu w połu- dniowo-zachodniej Europie nie znalazły po­twierdzenia w ostatnich badaniach (de Beaulieu in., 1994). Najwcześniejsze dowody ocieplenia pochodzą sprzed 15 000 lat BP, a powszechne ocieplenie rozpoczęło się ok. 13 000 lat BP, w tym samym czasie, co ochłodzenie klimatu w młodszym dryasie, charakteryzujące się ponadto wzrostem suchości. Na stanowiskach w Masywie Centralnym i zachodnich Pirenejach znaleziono dowody ochłodzenia, które mogą odpowiadać starszemu dryasowi.

REAKCJA ROŚLINNOŚCI

Podobnie jak w przy­padku nizinnej części Szwajcarii, istnieją tu różnice między przebiegiem temperatury zre­konstruowanym na podstawie danych z różnych środowisk (jeden z wykresów pokazuje zmiany liczebności otwomic i mięczaków w osadach morskich w cieśninie Kattegat). Jednakże wszystkie krzywe wskazują na znaczny wzrost temperatury na początku interstadiału 13000-12000 lat BP i kolejny wzrost na początku holocenu. Wykres uzyskany na pod­stawie analizy liczebności chrząszczowatych wykazuje największe wahania podczas inter­stadiału. Na wszystkich krzywych widać spadek temperatury w starszym dryasie do ok. 11,5°C , po nim nastąpił względnie stabilny, lecz chłodny okres Aller0du.

SPORZĄDZONE WYKRESY

Wykresy sporządzone na podstawie danych paleobota­nicznych i paleoentomologicznych nie sugerują znacznych zmian temperatury podczas inter­stadiału, gdy pojawiły się lasy brzozowe, a następnie sosnowo-brzozowe. Zdarzenie młodszego dryasu jest najbardziej widoczne na wykresie stosunku izotopów tlenu, chociaż zarejestrowano też powrót pionierskich gatun­ków roślin, włącznie z lasami sosnowo-brzo- zowymi i wzrost erozji. Zróżnicowane reakcje zbiorowisk roślinnych zależnie od wysokości bezwględnej stanowiska badawczego przed­stawił David (1993), analizując makroszczątki roślinne i zbiorowiska pyłkowe z ośmiu sąsia­dujących ze sobą stanowisk w północnych Alpach Francuskich. Zmiany klimatyczne za­notowano w starszym dryasie, w Alłer0dzie, z możliwym ochłodzeniem u jego schyłku w młodszym dryasie.

ODZWIERCIEDLENIE REAKCJI

Amman i in. rekonstruując przebieg temperatury w nizinnej części Szwajcarii na podstawie analizy pyłkowej, populacji chrząszczowatych zawartości izotopów tlenu, stwierdzili, że nie zgadzają się one ze sobą. Prawdopodobnie odzwierciedla to różnorodne reakcje na zmiany klimatyczne, szczególnie temperaturę, roślin,chrząszczy i stosunku izotopów tlenu. Precyzyj­ne rekonstrukcje paleośrodowiskowe i paleo- klimatyczne są jak widać bardzo trudne. Rekonstrukcje przebiegu temperatury  na podstawie wykresu zmian stosunku izotopów tlenu są mniej wiarygodne od uzyskanych na podstawie danych paleobotanicznych i paleo- entomologicznych. Przyczyną może być duża wrażliwość stosunku izotopów tlenu na zmiany temperatury i prawdopodobnie jej mniej bez­pośredni wpływ na rośliny i owady.

OSŁONIĘTE MIEJSCA

Podczas Aller0du brzozy stopniowo wkraczały na osłonięte miejsca, rozprzestrzeniaty się też wierzbowe zarośla i karłowate formacje roślinne, charakterystyczne dla bardziej na południe położonych stanowisk. Badając sekwencje osadów w Krakenes w zachodniej Norwegii, stwierdzono zmiany stężenia dwu­tlenku węgla w atmosferze w okresie późnego zlodowacenia. Beerling i in. (1995), na pod­stawie gęstości szparek na liściach wierzby zielnej, oszacowali, że podczas ciepłego okresu, jakim był Aller0d, stężenie dwutlenku węgla wynosiło ok. 273 ppm, a następnie spadło do ok. 210 ppm w chłodnym młodszym dryasie. Według Beerlinga i in. niektóre zbiorowiska roślinne mogą być pomocne przy rekonstrukcji zmian zawartości dwutlenku węgla w atmo­sferze, a ten wskaźnik uzupełnia dane z rdzeni głębokomorskich .

PIONIERSKIE SUKCESY

Wykazał, że w okresie 12100-11 900 lat BP, czyli w star­szym dryasie i w latach 11 300-10900 lat BP, odpowiadających młodszemu dryasowi, średnia temperatura roku spadła poniżej 0°C (tab. 3.2). Hammarlund i Buchardt (1996) przedstawili wyniki badań dotyczące stabilnych izotopów tlenu i węgla w osadach w jeziorze Grasnge w południowo-wschodniej Danii. Zmiany za­wartości tych izotopów wskazują prawdopodob­nie na zanik lasów i wzrost wietrzenia eolicz- nego podczas młodszego dryasu. Na ochłodze­nie starszego dryasu wskazują inne badania europejskie, np. z północnej Belgii (Walker, 1994), zachodniej Norwegii (Birks i in.oraz prawdopodobnie również z Islandii (Ingólfsson i Norddahl, 1994). Na Islandii nastąpiła transgresja lodowca, która trwała do ok. 11 800 lat BP, w Norwegii natomiast znaleziono ślady wzrostu tempa erozji gleby w Rogaland na południowym zachodzie. W Bergen i Sunnm0re, położonych bardziej na północ, odkryto dowody transgresji lodowca przerw w sukcesji pionierskich gatunków roślin.

REAKCJA NA ZMIANY KLIMATYCZNE

O  regionalnych różnicach w przebiegu zmian środowiska świadczą również diagramy pył­kowe w północno-zachodniej Europie (Walker in., 1994). Młodszy dryas można tu wyróżnić na podstawie analizy pyłkowej, która wskazuje na pogorszenie klimatu w tym czasie. Jednak w okresie poprzedzającym młodszy dryas (11000 lat BP) lokalne warunki na badanych stanowiskach oraz konkurencja między gatun­kami spowodowały odmienną reakcję na zmiany klimatyczne. Zbiorowiska roślinne różnie re­agowały na ocieplenie i skoki temperatury w okresie od 14 000 do 11000 lat BP, natomiast późniejszy chłodny epizod młodszego dryasu wywołał na poszczególnych obszarach podobne zmiany.  Bohncke (1993), badając późnoglac- jalne osady z Holandii, napotkał trudności przy porównywaniu danych palinologicznych z torfowisk i osadów jeziornych, ponieważ w sekwencjach torfowiskowych często poja­wiały się przerwy (hiatusy).

PORÓWNANIE POZIOMÓW PYŁKOWYCH

Porównanie poziomów pyłkowych z Lurgi i Illauncoran oraz z innych opisanych przez Andrieu i in. (1993) stanowisk, leżących nieopodal na wysokości odpowiednio 30 i 47 m n.p.m., dowodzi zarówno wielu podobieństw, jak też różnic. Istotne różnice pojawiają się pod sam koniec zlodowacenia; cztery wahnięcia klimatyczne rozpoznane w IIlauncoran w Lurga nie występują. Ostatnia praca Fossita (1994), w której zaprezentowano wyniki badań na trzech stanowiskach w Done- gal, także odzwierciedla lokalne różnice w cza­sie występowania i charakterze zmian w ze­społach roślinnych u schyłku glacjału. Widocz­ny jest brak korelacji z późnoglacjalnymi poziomami zespołów pyłkowych opisanymi przez Andrieu i in. (1993). Przyczyną może być północna lokalizacja stanowisk Donegal, przy czym nie leżą one wyżej niż 40 m n.p.m.